Структура и динамика вод в юго-западной части Атлантического океана и их влияние на распределение и промысел гидробионтов тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 11.00.08, кандидат географических наук Ремесло, Александр Васильевич

• Ремесло, Александр Васильевич
• кандидат географических наук
• 1998

Оглавление диссертации кандидат географических наук Ремесло, Александр Васильевич

СОДЕРЖАНИЕ

стр.

ВВЕДЕНИЕ

1. Структура и динамика вод Юго-Западной части Атлантики:

краткая характеристика современных представлений

1.1. Фронтальная структура и зональность

1.2. Водные массы

1.3. Особенности циркуляции вод

2. изменчивость и термохалинная структура фолклендского течения

2.1. Материал и методика

2.2. Пространственная структура Фолклендского течения

2.3. Изменчивость геострофических расходов и термохалинной струк-

ры Фолклендского течения на разрезе по 46°ю.ш

2.4. Внутримесячная изменчивость Фолклендского течения по данным спутниковой информации и синхронных гидрометеорологических наблюдений

3. антициклонические фронтальные вихри бразильского

течения: структура, динамика и эволюция

3.1. Общие сведения о фронтальных антициклонических вихрях Бразильского течения

3.2. Термохалинная структура, перенос тепла и соли фронтальными вихрями Бразильского течения

3.3. Динамика и эволюция антициклонических вихрей Бразильского течения

4. влияние простраственно-временной изменчивости структуры и

динамики вод в Юго-Западной Атлантике на распределение

и промысел гидробионтов

4.1. Распределение миктофид (светящихся анчоусов) в Юго-Западной

Атлантике в зависимости от структуры и динамики вод

стр.

4.1.1. Материал и методика

4.1.2. Характеристика водных масс и их модификаций (типов вод)

в юго-западной части Аргентинской котловины

4.1.3. Распределение видового состава миктофид по типам вод

4.2. Влияние абиотических факторов на распределение и промысел

аргентинского короткоперого кальмара

4.2.1. Особенности распределения и внутривидовая структура

4.2.2. Термохалинная структура вод и ее изменчивость на промысловом

участке Патагонского шельфа между 45-47°ю.ш

4.2.3. Влияние изменчивости гидрометеорологических условий на

промысел аргентинского короткоперого кальмара

ЗАКЛЮЧЕНИЕ И ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

ЛИТЕРАТУРА

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Структура и динамика вод в юго-западной части Атлантического океана и их влияние на распределение и промысел гидробионтов»

ВВЕДЕНИЕ

Район Юго-Западной Атлантики (ЮЗА) характеризуется чрезвычайно сложной структурой и изменчивой динамикой вод. Взаимодействие холодного Фолклендского и теплого Бразильского течений, активные процессы вихреобразования, вынос тихоокеанских вод из пролива Магеллана, сток крупных южноамериканских рек определяют уникальность его океанологических условий, объективные предпосылки повышенной биопродуктивности, своеобразие состава и распределения флоры и фауны.

Неслучаен повышенный интерес к этому району у рыбодобывающих организаций различных стран мира. На Патагонском шельфе и склоне за пределами 200-мильной зоны Аргентины и на шельфе Фолклендских островов сосредоточен основной промысел кальмара в Атлантическом океане. Здесь также добываются ценные виды рыб: аргентинская мерлуза, макруронус, путассу, клыкач и т.д. В водах юго-западной периферии субтропического круговорота, к северу от зоны слияния Фолклендского и Бразильского течений, облавливаются тунцы, акулы, мечерылые. В районе субтропического фронта, как показали результаты научно-поисковых экспедиций на судах России, возможен промышленный лов светящихся анчоусов. В южной части Патагонского шельфа перспективен промысел южно-американского шпрота.

В изменившихся экономических условиях отечественные рыбохозяйственные организации предъявляют все более высокие требования к качеству промысловых прогнозов, составление которых невозможно без учета изменчивости структуры, динамики вод и" метеорологических условий. В этой связи необходимо отметить, что современный уровень знаний океанологических условий ЮЗА не в полной мере соответствует этим требованиям. Если общие закономерности циркуляции вод, размещение и характеристики водных масс, фронтальная структура освещены достаточно подробно, то их изменчивость изучена значительно хуже. Очень мало публикаций, в которых анализируется влияние абиотических факторов на распределение и промысел гидробионтов.

Определенный прогресс в изучении Мирового океана наметился с середины семидесятых годов, когда в океанологических исследованиях все шире стала использоваться спутниковая информация. В ЮЗА результаты спутниковых наблюдений значительно дополнили существовавшие представления о пространственно-временной изменчивости структуры поверхностных вод в районе слияния Фолклендского и Бразильского течений. Они показали очень высокий уровень динамической активности и термических контрастов в этой части океана. Именно здесь был зафиксирован рекордный для Мирового океана температурный градиент поверхностных вод в 1°С на 67 м ! Впервые были оценены горизонтальные размеры и скорости перемещения антициклонических фронтальных вихрей Бразильского течения, достигающие очень высоких значений, вплоть до 35 км/сутки (Johnson, Norris, 1977; Legeckis, Gordon, 1982; Каменкович и др., 1987).

В восьмидесятых и начале девяностых годов для изучения изменчивости гидрофизических полей в Южном океане зарубежными и российскими учеными было осуществлено несколько натурных экспериментов, среди которых можно выделить «Полэкс-Юг-83». Результаты этой работы явились составной частью монографии Э.И. Саруханяна и Н.П. Смирнова (1980) «Водные массы и циркуляция Южного океана». Однако и в этой содержательной работе океанологические условия ЮЗА освящены далеко не полностью.

Очень значительный, если не наибольший объем океанографических и биолого-статистических данных в этот период был собран в ходе десятков научных и научно-промысловых рейсов Минрыбхоза СССР и Госкомрыболовства России. Материалы этих экспедиций внесли весомый вклад в банк океанографических данных, однако, к сожалению, опубликованы далеко не полностью.

Цель настоящей работы состоит в выявлении особенностей структуры и динамики вод ЮЗА и их влияния (на примере светящихся анчоусов и головоногих моллюсков-кальмаров) на распределение и промысел гидробионтов.

Рассматриваемый район расположен к югу от 38° ю.ш., охватывает акваторию юго-западной части Аргентинской котловины, Патагонского шельфа и материкового склона.

В основу работы положены данные, в своем большинстве, полученные в научно-исследовательских и поисковых рейсах АтлантНИРО и Запрыбпромразведки в период с 1982 по 1996 гг.. Автор лично принимал участие в 6-ти экспедициях в ЮЗА, разработке программ и методик проведения научно-исследовательских работ и анализе полученных результатов. Целенаправленная работа в этих комплексных экспедициях позволила собрать уникальные материалы по структуре и динамике вод, распределению промысловых гидробионтов, принять, дешифрировать и проанализировать большое число спутниковых снимков, обеспеченных надежными измерениями температуры поверхности океана (ТПО). Интересные дополнительные гидрометеорологические наблюдения и анализ спутниковых снимков в ЮЗА были также выполнены во время кругосветного плавания барка "Крузенштерн" в 1995-1996 гг., что позволило лучше понять природу этого района (Ремесло, Лапти-ховский, 1997).

Собранный материал был обработан традиционными методами, применяемыми в океанологических исследованиях.

В первой главе диссертации, на основе анализа отечественных и зарубежных публикаций, а также собственных результатов дано краткое описание фронтальной структуры, циркуляции и водных масс ЮЗА. Внимание акцентировано не только на современных представлениях, но и на изменении взглядов и терминологии по мере накопления знаний.

В последующих трех главах приводятся конкретные результаты работы, научная новизна которых состоит в следующем:

1. Получены принципиально новые данные о пространственно-временной из- • менчивости Фолклендского течения. Рассматривается вопрос изменчивости термо-халинной структуры вод над материковым склоном в зависимости от динамики Фолклендского течения. Приводятся данные анализа положения стрежня Фолклендского течения, его геострофических расходов и изменчивости атмосферных переносов.

2. Дана характеристика термохалинной структуры вод и ее пространственно-временной изменчивости на промысловом участке Патагонского шельфа за пределами 200-мильной экономической зоны Аргентины. Особое внимание при этом

уделено анализу изменчивости градиентной зоны, возникающей на кромке шельфа в результате взаимодействия распресненных, теплых шельфовых вод и более холодных и соленых поверхностных вод Фолклендского течения.

3. Впервые сравнительно подробно описана термохалинная структура и динамика антициклонических фронтальных вихрей Бразильского течения, определены различия в термохалинной структуре вихрей, образующихся в летнее и зимнее время. Рассчитаны потоки тепла и соли, переносимые вихрями Бразильского течения из субтропической широтной зоны в субантарктическую. Показано; что вихри Бразильского течения могут пересекать субантарктическую зону и взаимодействовать с северной границей полярной фронтальной зоны (субантарктическим фронтом), которая является естественной границей, препятствующей их дальнейшему продвижению на юг. Предполагается возможность их дальнейшего движения на восток вдоль субантарктического фронта. Подтверждением этому служат подповерхностные линзы высокосоленых вод, обнаруженные к северу от о. Южная Георгия, которые, по мнению автора, представляют собой заглубленные ядра вихрей Бразильского течения.

Материалы научно-исследовательских рейсов АтлантНИРО позволили также проанализировать траектории и скорости движения вихрей Бразильского течения и сопоставить их с ранее полученными оценками, рассчитать скорости смещения субтропического фронта на 40° ю.ш. и рассмотреть некоторые особенности его термохалинной структуры.

4. Выполнен детальный анализ распределения водных масс и их модификаций для юго-западной части Аргентинской котловины. Анализируется распределение видового состава миктофид (светящихся анчоусов) в зависимости от структуры и динамики вод. Определена роль западных пограничных течений и антициклонических фронтальных вихрей в ЮЗА в нарушении широтной зональности в распределении тепловодно-тропических и умеренно-холодноводных видов миктофид.

5. Особое внимание уделено влиянию изменчивости термохалинных условий и интенсивности Фолклендского течения на промысел аргентинского короткоперого кальмара. Эта важная проблема в силу целого ряда объективных причин далека от своего окончательного решения. Однако, уже "сегодня" полученные результаты

нашли применение при составлении промысловых прогнозов различной заблаговременное™. передаваемых АтлантНИРО рыбодобывающим организациям.

Результаты работы могут быть также использованы для выявления зон повышенной биологической продуктивности и при планировании научно-поисковых экспедиций в район Юго-Западной Атлантики.

Диссертация состоит из 4 глав, заключения и основных результатов, изложена на 178 страницах, содержит 71 рисунок, 5 таблиц. В конце работы приводится список использованной литературы, состоящей из 181 наименования.

Работа выполнена в лаборатории промысловой океанологии АтлантНИРО, апробация результатов проводилась на отечественных и международных конференциях, семинарах и коллоквиумах АтлантНИРО и Института океанологии РАН.

Автор выражает искреннюю благодарность за полезные советы и помощь в написании рукописи руководителям работы к.г.н. Павлу Петровичу Чернышкову и д.г.н. профессору Владимиру Николаевичу Яковлеву; за помощь в оформлении диссертации Людмиле Евгеньевне Сазончик; за постоянное внимание к работе безвременно ушедшему из жизни к.г.н. Павлу Петровичу Федулову - другу, соавтору ряда работ по теме диссертации.

Глава 1. ДИНАМИКА И СТРУКТУРА ВОД ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ АТЛАНТИКИ: КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СОВРЕМЕННЫХ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ

1.1. Фронтальная структура и зональность

Отличительной особенностью структуры вод Южного океана и юго-западной части Атлантики (ЮЗА) является ярко выраженный фронтальный характер. В соответствии с современными представлениями и принятой в настоящее время большинством исследователей терминологией в этом районе выделяют три основных фронта, к которым приурочены струйные течения восточного направления: субтропический, субантарктический и полярный (рис. 1.1.1). Данная терминология утвердилась не сразу - исследователи для обозначения одних и тех же фронтов часто использовали различные названия. По мере накопления знаний изменялись или уточнялись критерии выделения фронтов и их географическое положение.

Бреннеке (Brennecke, 1921), вероятно, был одним из первых, кто еще в 1921 г. отметил, что слияние направленных к Южному полюсу южноатлантической центральной водной массы (по другой терминологии - поверхностной субтропической водной массы), переносимой Бразильским течением, и субантарктической водной массы, перемещаемой к северу Фолклендским течением, у берегов Аргентины образуют ярко выраженную фронтальную зону. Дикон (Deacon, 1937) назвал эту зону субтропической конвергенцией.

На поверхности субтропическая конвергенция прослеживается по значительным горизонтальным градиентам температуры и солености. По Дикону (Deacon, 1933, 1937, 1982) субтропическая конвергенция характеризуется перепадом поверхностной температуры от 11,5° до 15,5°С зимой и от 14,5° до 18,5°С летом; соленость находится в пределах от 34,4%0 до 35,5 °/00.

В поле солености субтропическая конвергенция выражена, как правило, более отчетливо, чем в поле температуры. Размытость границ субтропической конвергенции в поле температуры является следствием сезонных миграций термического фронта.

Происхождение субтропической конвергенции Свердруп (Sverdrup, 1942) связывал с ослаблением, по мере передвижения на север, западных ветров и преоб-

Рис. 1.1.1 Основные фронты Южной Атлантики А - (Geneva: SCOR, 1985),

Б - (Peterson, Whitworth, 1989)

СТФ - Субтропический фронт, САФ - Субантарктический фронт, ПФ - Полярный фронт

ладанием в связи с этим меридиональной термохалинной циркуляции в зоне сороковых широт.

Термин "субтропическая конвергенция" получил широкое распространение и использовался многими исследователями на протяжении более пятидесяти лет (Stramma, Peterson, 1989).

Позднее Клепиков (1969), Маккартни (Мс Cartney, 1977), и Роден (Roden, 1986) определили зону слияния Бразильского и Фолклендского течений как начало циркумполярного субантарктического фронта.

Грузинов (1986) на том основании, что субтропическая конвергенция проходит в среднем по 40-45°ю.ш. и отделяет субтропические воды от вод умеренных широт, а также, исходя из того, что субтропическими конвергенциями обычно называют конвергенции, расположенные в северном полушарии между 20 и 30°с.ш. в середине субтропических антициклонических круговоротов, назвал ее субполярным фронтом.

Сразу следует отметить, что термин "субантарктический фронт" в настоящее время чаще употребляется для обозначения северной периферии полярной фронтальной зоны; термин "субполярный фронт" не получил распространения.

Хофман (Hofmann, 1985), Витворс и Ноулин (Whitworth, Nowlin, 1987) для обозначения границы южно-атлантического круговорота ввели термин "субтропический фронт", который чаще других используется в новейших публикациях.

В юго-западной части Атлантики в пределах рассматриваемого региона положение субтропического фронта часто отождествляется с фронтом Бразильского течения (Roden, 1986, Peterson, Whitworth, 1989, Турецкий, 1987, Федулов, Ремесло, 1989), который прослеживается по изотерме 10°С и изохалине 34,8%о в слое 300-500 м (Gordon, Molinelli, 1982, Roden, 1986, Ikheda et al, 1989).

Штрамма и Питерсон (Stramma, Peterson, 1989) субтропический фронт также отождествляют с фронтом Бразильского течения. Приблизительно в районе 40°ю.ш., 45°з.д. фронт Бразильского течения отделяется от субтропического фронта и смещается в северном направлении (рис. 1.1.2.).

На схеме фронтальных зон Северова и др. (Severov et al, 1994), построенный на основе спутниковых снимков температуры поверхности океана (ТПО) за период с 1987 по 1992 гг., анализа литературных источников и 2300 океанографи-

ческих станций, выполненных в ЮЗА, фронт Бразильского течения проходит севернее субтропического фронта. Интересно, что на этой же схеме к югу от субтропического фронта авторы выделяют фронт Мальвинского (Фолк-лендского) течения, который на Патагонском шельфе в поверхностном слое определяется положением изотермы 10-12°С во все сезоны года (рис. 1.1.3.).

Но вдаваясь в детальное обсуждение, хотелось бы отметить, что критерии выделения фронта Мальвинского течения, а также само его существование, представляются спорными. На разрезах, выполненных судами АтлантНИРО, фронт Мальвинского течения не прослеживается.

По мнению Белкина (1993) особенностью субтропического фронта является его двойная структура. Субтропический фронт представляет собой широкую (до 300-400 миль) субтропическую фронтальную зону (СТФЗ), окаймленную с севера и с юга термохалинными фронтами, соответственно северным субтропическим фронтом (ССТФ) и южным субтропическим фронтом (ЮСТФ).

В юго-западной части Атлантики ССТФ соответствует фронту Бразильского течения и определяется вышеуказанными значениями температуры и солености. Перепад поверхностной температуры с 10-12°С до 13-15°С (летом) и солености в поверхностном слое с 34,2-34,8%0 до 34,5-35,2%0 определяет положение ЮСТФ.

К востоку от меридионально ориентированной петли Бразильского течения СТФЗ проходит зонально между островами Тристан-да-Кунья и Гоф приблизительно на 37-40°ю.ш.. Существенно различный климат этих островов подтверждает прохождение СТФЗ между ними. Приближаясь к Африке, СТФЗ смещается к югу под влиянием встречного Агульясова течения (рис. 1.1.4.).

Между субтропической конвергенцией (субтропической фронтальной зоной) . и полярной фронтальной зоной (ПФЗ) располагается субантарктическая зона. По Саруханяну, Смирнову (1986) она "характеризуется четко выраженным изо-халинным слоем, иногда со слабым отрицательным градиентом солености, простирающимся от горизонта 50 м до горизонта 400-600 м. Нижняя граница этого слоя заглубляется с удалением от фронта. Ниже изохалинного слоя градиент солености положителен. Температурный градиент в изохалинном слое отрицателен, за исключением верхнего слоя 40-50 м, где наблюдается неоднородная температура. Максимальный отрицательный градиент температуры отмечается в слое от 50 до 100 м. Иногда имеет место слабый минимум температуры на ниж-

Рис. L1.2 Схема фронтов и основных течений Южной Атлантики (Stramma,

Peterson, 1989)

ФБТ - фронт Бразильского течения, САФ - Субантарктический фронт, СТФ - Субтропический фронт, ФТ - Фолклендское течение, БТ- Бразильское течение,

БгТ - Бенгелъское течение

Рис. 1.1.3 Схема фронтов и структурных зон Юго-Западной Атлантики (Зеуегоу е1 а1,1994)

ПЗ - Полярная зона, САЗ - Субантарктическая зона, ПР - Переходная зона, СТЗ 1 - Субтропическая зона I, СТЗ 2 - Субтропическая зона 2, ЗБТ - зона Бразильского течения, ШСЗ - Шель-фово-Скпоновая зона

Рис. 1.1.4 Фронтальная структура Южной Атлантики (Белкин, 1993)

ССТФ - Северный Субтропический фронт, СТФЗ - Субтропическая фронтальная зона, ЮСТФ - Южный Субтропический фронт, САФ - Субантарктический фронт, ПФЗ - Полярная фронтальная зона, ПФ - Полярный фронт, ФС - Фронт Скоша

ней границе изохалинного слоя, где наблюдается слабо выраженный минимум солености".

Анализируя положение и сезонную изменчивость фронтальных зон в Антарктике, Иванов (1959) в пределах субантарктической зоны, выделяет субантарктическую дивергенцию, которая, по его мнению, является следствием условия неразрывности в динамической структуре Антарктического кругового течения и существует циркумполярно.

Южнее субантарктической зоны расположена полярная фронтальная зона (ПФЗ) или, по другой терминологии, зона антарктической конвергенции.

Со времен классических работ Дикона (Deacon, 1933, 1937) и по настоящее время этой фронтальной зоне было посвящено значительное число работ.

Иванов, Нейман (1964), исследуя природу фронтальных зон Южного океана, впервые вводят понятия "физический" и "динамический" фронты. Физический фронт определяется максимальными горизонтальными градиентами гидрофизических параметров. Динамический фронт проявляется там, где вертикальная составляющая скорости имеет экстремальное значение.

Корт (1967), освещая происхождение фронтальных зон Южного океана, пишет, что "анализ атмосферной циркуляции над Южным океаном, а также распределения и движения водных масс в нем приводит к выводу, что природа зона антарктической конвергенции включает в себя как динамический, так и физический фронты".

Как справедливо отмечает Полонский (1989), "независимо от используемых при определении границ ПФЗ методик все авторы едины во мнении, что эта зоны встречается во всех секторах Южного океана", существует циркумполярно, разделяя воды субантарктической и антарктической структур (Emery, 1977, Gordon et al, 1977, Heath, 1981, Hofmann, 1964, Lutjeharms, 1985, Mc Cartney, 1977, McCartney, 1982, Clifford, 1983).

Современные представления о ПФЗ как о переходной области между двумя фронтами - субантарктическим фронтом и южным полярным фронтом описаны в работах Ноулина и др. (Nowlin et al, 1977), Гордона (Gordon, 1975), Афанасьева и др. (1979) и ряда других авторов.

Саруханян, Смирнов (1986)указывают, что для вод ПФЗ характерны чередующиеся многочисленные температурные и соленостные инверсии, значитель-

ное заглубление минимума температуры. В верхнем 100-метровом слое наблюдается значительный отрицательный градиент температуры, ниже горизонта 700 м - изотермия. Градиент солености во всем 1000-метровом слое положителен и достаточно постоянен.

Бурков и др. (1985) отмечают, что в подавляющем большинстве случаев тонкий слой более теплых вод субантарктического происхождения лежит над антарктической поверхностной водой, что вызывает смещение поверхностного фронта на 2-3° широты на юг.

Для области ПФЗ характерным является ее значительное меандрирование и существование вихрей различного знака, что было описано в целом ряде работ (Афанасьев и др., 1979, Жигалов, 1987, Gordon et al, 1977, Joyce, Peterson, 1977, Pillsbury, Bottero, 1984). Фронтальные циклонические вихри состоят из вод антарктической структуры, антициклонические вихри - из вод субантарктической структуры.

Большинство авторов, независимо от критериев выделения ПФЗ, также отмечают значительное изменение ее границ. Так, Сивере и Эмери (Sievers, Emery, 1978), по данным разреза между м. Горн и о.Ватерлоо, который выполнялся с ноября 1976 по январь 1977 гг. с недельным интервалом, показали, что максимальное смещение границ ПФЗ за этот период достигало 70-90 миль. В случае разнонаправленных смещений границ ширина зоны увеличивалась до 160 миль. При этом северная граница ПФЗ определялась по подповерхностному горизонтальному градиенту температуры между изотермами 3 и 5°С, южная - по границе распространения температурного минимума на горизонте 200 м.

Лутьехармс, Бейкер, Полдвик (Lutjeharms, Baker, 1980, Lutjeharms, 1985,. Lutjeharms, Poldvic, 1986), описывая северную границу ПФЗ - субантарктический фронт, отмечают, что на температурных разрезах он проявляется по характерно расположенным вертикальным изотермам, формирующим значительные горизонтальные градиенты. На поверхности между Африкой и Антарктидой в районе субантарктического фронта наблюдается уменьшение температуры с севера на юг в среднем на 4°С (с 9 до 5°С). При этом субантарктические поверхностные воды могут в районе фронта "натекать" на более плотные воды ПФЗ, формируя ступенчатую структуру. Южную границу ПФЗ - южный полярный фронт Лутьехармс (Lutjeharms, Valentine, 1984) определяет по северной границе

распространения на глубине 100-200 м изотермы 2°С.

Определение пространственного положения южного полярного фронта по максимальному северному распространению изотермы 2°С в слое от 100 до 300 м предлагалось и в ряде других работ (Ботников, Sievers, Emery, 1978, Sievers, Nowlin, 1984, Taylor et al, 1978).

Зильман (Zillman, 1970) к югу от Австралии выделяет субантарктический фронт по подповерхностному градиенту температуры от 3 до 5°С.

Хит (Heath, 1981) к югу от Новой Зеландии в подповерхностном слое определяет положение субантарктического фронта по изотерме 8°С и изохалине 34,5%0; южный полярный фронт - по изотерме 2°С и изохалине 34,2%0.

Антипов с соавторами (1987), характеризуя северную границу ПФЗ в западной части тихоокеанского сектора Южного океана, отмечают следующие признаки: градиент поверхностной температуры и солености, резкий наклон изога-лин, связанный со стержнем АЦТ, формирование гомогалинного слоя в субантарктических водах и образование слоя минимальной солености (ядра антарктической водной массы), отсутствие подповерхностного минимума и глубинного максимума температуры. Южной границе ПФЗ по мнению Антипова и др. (1987) присуще следующие признаки: погружение антарктической поверхностной воды под находящуюся севернее субантарктическую поверхностную воду, что приводит к формированию антарктической промежуточной водной массы; сильное расширение холодного слоя, что особенно хорошо проявляется на фоне стабильного распространения холодного слоя в антарктической зоне, разделение ядра холодного слоя на отдельные слои, резкое заглубление ядра холодного слоя, разрушение или ослабление термоклина, относительно резкое в направлении с юга на север увеличение температуры воды на поверхности и на подповерхностных горизонтах, обязательное опускание изохалин с юга на север.

Принципиально новая схема положения ПФЗ в ЮЗА была предложена Пи-терсоном и Витворсом (Peterson, Whitworth, 1989). По их мнению, к востоку от пролива Дрейка ширина ПФЗ значительно возрастает, субантарктический фронт круто поворачивает на север, окаймляя воды Фолклендского течения, в то время как южный полярный фронт сохраняет свою направленность на северо-восток. Контрасты в свойствах воды верхнего слоя, идентифицирующие суб-

Рис. 1.1.5 Биогеографическая зональность Юго-Западной Атлантики (Meisenheimer.1905) - А, (SteuerЛ933) - Б, (Богданов, 1961) - В, (Macintyre and ВеЛ967) - Г, (Несис,1974) -Д, (Dadon and BoItovskoy,1982) -Е

Биогеографические зоны ЦТ - циркумтропическая, Т - тропическая, ЮА - южно-американская, CT - субтропическая, А - антарктическая, CA - субантарктическая, Э - экваториальная, УМ - умеренная, ПР - переходная, Н - нотальная, ТН - трогшческая неритическая, ТО - тропическая океаническая, СТО - субтропическая океаническая, СТН - субтропическая неритическая, ПрО - переходная океаническая, ПрН - переходная неритическая, Со - субантарктическая океаническая, Сн - субантарктическая неритическая

антарктический фронт, прослеживаются на всем протяжении Фолклендского течения вплоть до района слияния с Бразильским течением.

Наличие меридиональной петли субантарктического фронта в ЮЗА является наиболее существенной особенностью схемы Питерсона-Витворса, отличающей ее от предшествующих схем (рис. 1.1.1.).

Район, расположенный к югу от ПФЗ, не является предметом рассмотрения данной работы, однако, целесообразным представляется отметить, что в южной части Атлантического океана помимо вышеперечисленных фронтов в районе повсеместно отмечается достаточно резко выраженный фронт, называемый границей континентальных вод, или антарктическим склоновым фронтом (Sievers, Emery, 1978, Whitworth, 1980, Lutjeharms, 1985, Jocobs, 1986).

В результате взаимодействия вод морей Уэдцелла, Скоша, Беллинсгаузена возникает так называемая вторичная фронтальная зона (ВФЗ) или по другой терминологии слияние Уэдцелла-Скоша (Gordon, 1967, Богданов и д., 1969, Масленников, Попков, 1988). Северной границе этого фронта соответствует достаточно хорошо выраженный подповерхностный термохалинный фронт, названный фронтом Скоша; южная, более размытая граница, названа фронтом Уэдцелла (Gordon, 1977).

В 1982 г. в экспедиции АтлантНИРО на НПС "Аргус" вторичная фронтальная зона была впервые прослежена к востоку от о.Буве (Федулов, 1986), что нашло отражение в схеме фронтальных зон Белкина (рис. 1.1.4.).

Следует также отметить, что современные схемы фронтальной структуры юго-западной части Атлантики достаточно хорошо соответствуют современным схемам биогеографического районирования и разительно отличаются от более ранних представлений (рис. 1.1.5.).

1.2. Водные массы

В юго-западной части Атлантического океана присутствуют воды различного происхождения. Они имеют различные характеристики в очагах образования и занимают глубины, соответствующие их плотности. Границы этих водных масс изменяются в зональном и меридиональном направлениях в соответствии со структурой поля плотности и процессами перемешивания.

Поверхностную структурную зону в описываемом районе, согласно совре-

менным представлениям, образуют субтропические, субантарктические и антарктические поверхностные воды (Саруханян, Смирнов, 1986). Свойства субтропических поверхностных вод (СТПВ), которые распространяются к северу от зоны субтропической конвергенции (субтропического фронта), во многом определяются переносом теплых и соленых вод в умеренные широты Бразильским течением и опусканием этих вод в центре южно-атлантического субтропического круговорота.

Для южной части акватории Мирового океана, занятой СТПВ (Саруханян, Смирнов, 1986), приводят следующие характеристики: средняя температура СТПВ находится в пределах 12-16°С, достигая максимальной величины 25°С, соленость в среднем составляет более 35%0. Эти воды обеднены растворенным кислородом и биогенными элементами. Содержание кремния не превышает 7-8 мкмоль Si/л, а фосфора 0,9 мкмоль Р/л. Немаловажную роль в формировании СТПВ играет превышение испарения над осадками.

Между субтропической и антарктической конвергенциями (этой терминологией для обозначения фронтальных зон пользуются Саруханян, Смирнов, 1986) располагаются субантарктические поверхностные воды (САПВ). В области антарктической конвергенции САПВ проникают до горизонта около 300 м, в районе зоны субтропической конвергенции глубина их проникновения увеличивается до 700-800 м.

Происхождение САПВ Дикон (Deacon, 1933) объясняет тремя возможными причинами: проникновением антарктических поверхностных вод через зону антарктической конвергенции и их дальнейшим перемешиванием; проникновением СТПВ через зону субтропической конвергенции и перемешиванием; выпадением большого количества осадков.

Саруханян, Смирнов (1986) считают, что все факторы в какой-то мере участвуют в формировании САПВ, однако, по их мнению, в области субантарктической дивергенции имеет место подъем подстилающих САПВ промежуточных вод, которые и являются основным источником их пополнения. В пополнении САПВ, по их мнению, играет роль также перенос водных масс фронтальными вихрями в районах конвергенций и приобретение ими специфических характеристик, обусловленных прежде всего региональными климатическими особенностями. Последнее обстоятельство играет значительную роль в ЮЗА, где в

пределах субантарктической зоны происходит активное формирование, перемещение и распад антициклонических фронтальных вихрей Бразильского течения (Legeehis, Gordon, 1982, Федулов, Ремесло, 1989).

Температура САПВ по средним значениям в меридиональном направлении возрастает от 4,7°С до 9,7°С, соленость находится в пределах от 33,92°/00 до 34,91%о, содержание кислорода 6,2-7,2%о (по объему), среднее значение кремния от 3 до 12 мкмоль Si/л (за исключением района моря Скотия), среднее содержание фосфора, как правило, не превышает 1,0-1,5 мкмоль Р/л. По своим свойствам САПВ наиболее близка к антарктической промежуточной воде (Саруханян. Смирнов, 1986).

Антарктические поверхностные воды (АПВ) располагаются к югу от антарктического полярного фронта. Происхождение АПВ связано с преобладанием осадков над испарением в приантарктической области, таянием морского и материкового льда, вертикальным обменом с более теплыми глубинными водами. АПВ представляют собой холодную, относительно распресненную водную массу с высоким содержанием кислорода. Температура АПВ лежит в пределах 0,6-2,6°С, соленость - 33,79-34,06%о, содержание кислорода - 7,2-7,7%0 (по объему), содержание кремния - 11-51 мкмоль Si/л, содержание фосфора - 1,5-2,4 мкмоль Р/л (Саруханян, Смирнов, 1986).

По всей площади южной Атлантики хорошо прослеживается антарктическая промежуточная вода (АПрВ) пониженной солености. Вюст (Wüst, 1963) первым описал эту промежуточную водную массу, указав, что она формируется из поверхностной антарктической воды, имеющей пониженную соленость и хорошо насыщенную кислородом. В области антарктической конвергенции антарктические поверхностные воды в результате интенсивного перемешивания формируют достаточно мощный (толщиной в несколько сотен метров) слой вод пониженной солености, которые, опускаясь под более теплые субантарктические воды, распространяются к северу вдоль соответствующих изопикнических поверхностей.

Сразу же за южным полярным фронтом (зоной антарктической конвергенции) АПрВ повсеместно резко заглубляется до 1 ООО м и более, причем наибольшая глубина залегания АПрВ приурочена к юго-западным частям океанов и к югу от Австралии. В низких широтах глубина залегания АПрВ постепенно

уменьшается до 700-800 м, и только в Атлантическом океане, в районе 20°с.ш., наблюдается повторное ее увеличение до 900 м (Кукса, 1983).

В формировании АПрВ определенную роль играют также антарктические глубинные воды (Саруханян, Смирнов, 1986). Быстрому опусканию АПрВ в районе антарктической конвергенции способствует, по-видимому, также возрастание ее плотности под влиянием уплотнения при смешении. Следует, однако, отметить, что по мнению Куксы (1983) в юго-восточных областях океанов схема образования АПрВ носит несколько иной характер, чем в западных, что в первую очередь проявляется в различных пределах ее проникновения на север и формирует несколько другое распределение океанологических характеристик.

Латун и Калашников (1978) полагают, что воды Фолклендского течения смешиваются с глубинными водами, образуя довольно мощный подповерхностный слой, воды которого, распространяясь на восток и подтекая под воды Бразильского течения, дают начало АПрВ в ЮЗА.

Мартиню (Martineu, 1953), изучая влияние системы течений и бокового трения турбулентного перемешивания на распространение АПрВ в атлантическом секторе Южного океана, пришел к выводу, что в области взаимодействия Бразильского и Фолклендского течений происходит опускание смешанных вод, подтекание их под более легкие воды субтропического происхождения, что пополняет таким образом АПрВ, сформировавшуюся в зоне полярного фронта.

Отметим, что в субантарктической зоне ЮЗА заглубление АПрВ происходит также под линзами антициклонических фронтальных вихрей Бразильского течения (Fedulov, Remeslo, 1990).

По современным представлениям (Taft, 1963, Buscaglia, 1971, Gamer et al, . 1962, Reid et al, 1977, Кукса, 1983, Piola, Gordon, 1989) АПрВ, формирующаяся в зоне полярного фронта в рамках крупномасштабной циркуляции, переносится течениями в северные области океанов. В западной части Атлантического океана АПрВ пониженной солености распространяются на север с Фолклендским течением. От зоны слияния Бразильского и Фолклендского течений общий поток имеет генеральное направление на юго-восток, затем на восток в пределах южной ветви субтропического круговорота. Вместе с этим потоком в пределах антициклонического круговорота распространяется и АПрВ. Проделав путь в системе этого круговорота, часть АПрВ попадает в ЮЗА с Бразильским течени-

ем уже с севера.

Соленость и температура в ядре АПрВ от полярной фронтальной зоны постепенно увеличиваются к северу от 34,1-34,2%о до 34,9%0 и от 3-4°С до 6°С в Атлантическом океане, от 34,0%о до 34,7%0 и от 4 до 7°С в Индийском океане, от 34,2-34,3%о до 34,5%о и от 5 до 6°С в Тихом океане (Кукса, 1983).

Согласно Саруханяну, Смирнову (1986) средние характеристики АПрВ в Южном океане находятся в следующих пределах: температура изменяется от 2,9 до 5°С, соленость от 34,26?/оо до 34,42%0, содержание растворенного кислорода от 4,4 % о до 5,6%о (по объему) содержание кремния от 22 до 40 мкмоль Si/л, содержание фосфора от 1,5 до 2,7 мкмоль Р/л. При этом, наиболее низкая соленость АПрВ (34,26-34,33%о) наблюдается в атлантическом секторе, наиболее высокая (34,37-34,42%о) в Индийском океане и в западной части тихоокеанского сектора Южного океана.

Следует упомянуть еще об одной интерпретации нециркумполярного формирования АПрВ, которую подробно описал Маккартни (McCartney, 1977). В ЮЗА им было выделено два относительно однородных по вертикали слоя воды, которые он назвал "термостадами", т.е. слоями с минимальным градиентом температуры (антоним термину "термоклин"), а воды этих слоев - субантарктической модальной водой (Subantarctic Mode Water).

Первый термостад расположен к северу от зоны слияния Фолклендского и Бразильского течений ниже сезонного термоклина до глубины 350-400 м, где хорошо выражен слой однородной температуры в пределах 12-16°С. Второй термостад, отделенный от первого хорошо выраженным пикноклином - это фактически слой АПрВ с пониженной соленостью и с температурой менее 4,5°С. По Маккартни термостад с субантарктической модальной водой встречается во всех океанах, однако, обновление АПрВ проходит только за счет субантарктической модальной воды, которая формируется, в основном, в юго-восточной части Тихого океана и в море Скотия к северу от полярного фронта, т.е. уже в субантарктической зоне. В зимний период процесс конвентивного перемешивания здесь может достигать глубин 300-600 мм.

Кукса (1983), опираясь на результаты собственных исследований и многочисленные работы других авторов, посвященные возникновению южного по-

лярного фронта и процессов, приводящих к формированию АПрВ, не соглашается с Маккартни (McCartney, 1977). По его мнению, термохалинные и гидрохимические характеристики АПрВ однозначно указывают на то, что ее основной источник может находится только в высоких широтах. Зона южного полярного фронта рассматривается как циркумполярная область формирования АПрВ.

В юго-западную часть Атлантического океана проникают североатлантические глубинные воды, циркумполярные глубинные воды антарктической области и воды, формирующиеся в море Уэдцелла. Эти воды образуют глубинную и придонную структурные зоны (Саруханян, Смирнов, 1986).

Циркумполярные антарктические воды, попадающие в пролив Дрейка из Тихого океана, менее плотные, чем глубинные воды, формирующиеся в море Уэдцелла. Поэтому они располагаются выше, а между ними формируется слой с повышенной вертикальной устойчивостью.В Аргентинской котловине, по мнению Рида (Reid et al, 1977), слой максимальной устойчивости между ними прослеживается вплоть до возвышенности Риу-Гранде. Циркумполярные антарктические воды обеднены кислородом, богаты биогенными элементами и имеют плотность, лежащую в пределах плотности североатлантических вод, которые, напротив, богаты кислородом и бедны биогенами. Североатлантическая глубинная вода, теплая, соленая и обедненная биогенными элементами, попадая в Южную Атлантику, распространяется в слое 1500-4000 м внутри циркумполярной атлантической воды, разделяя эту воду на два слоя: один, лежащий выше североатлантической воды, другой - под ней. Эти воды также разделены слоями повышенной вертикальной устойчивости. Южнее 45°ю.ш. слой североатланти-. ческой воды начинает подниматься и в районе 60°ю.ш. достигает глубин 300-400 м.

Рид с соавторами (Reid et al, 1977) считают, что придонные слои в Аргентинской котловине заняты глубинной водой из моря Уэдцелла, которая здесь частично трансформирована в результате смешения с вышележащей циркумполярной антарктической водой и подстилающей донной водой моря Уэдцелла. Донная антарктическая вода, формирующаяся в море Уэддела не проникает на север далее 50°ю.ш., а распространяется из очага образования в восточном направлении.

Заметим, что по мнению Гордона (Gordon, 1981), северо-атлантическую воду в ЮЗА подстилает антарктическая донная вода, а не уэдделловская глубинная.

В широтном поясе от побережья Антарктиды до полярной фронтальной зоны верхняя граница глубинной структурной зоны совпадает с нижней границей поверхностных антарктических вод. К северу от полярной фронтальной зоны глубинные воды граничат с антарктической промежуточной.

Следует также отметить, что до настоящего времени не существует единой точки зрения, однозначно объясняющей происхождение антарктической глубинной воды. Так, по мнению Саруханяна, Смирнова (1986) антарктическая глубинная вода является продуктом смешения трех водных масс: антарктической промежуточной, североатлантической глубинной и атлантической донной, из которых последняя играет преобладающую роль. Эти же авторы пишут, что значения характеристик данной водной массы заметно различаются в зависимости от ее местонахождения. Средние значения температуры показывают, что наиболее холодная глубинная вода (1,1-1,2°С) располагается в атлантическом секторе Южного океана, в тихоокеанском секторе температура достигает наибольших значений - 1,9°С. Соленость глубинной воды изменяется в различных районах от 34,63 до 34,80%о. Наибольшее среднее содержание кислорода 4,6-4,7%о (по объему) характерно для моря Скотия, повышенное содержание кремния (100-110 мкмоль Si/л) присуще глубинным водам в проливе Дрейка, в море Скотия и в атлантическом секторе Южного океана. Саруханян, Смирнов (1986) показали, что топография верхней границы глубинных вод достаточно хорошо согласуется с картами глубин залегания кислородного минимума и также дает хорошее соответствие с глубиной залегания изопикнической поверхности Gt = 27,60, построенной для Южного океана Каллагэном (Callahan, 1972). Верхняя граница глубинных вод характеризуется постепенным заглублением от 200-250 м в районе антарктической дивергенции до 1400-1800 м в северных районах Южного океана, что отчетливо видно на схеме водных масс, построенной для атлантического сектора Южного океана Лутьехармсом и др. (Lutieharms et al, 1985) (рис. 1.2.1.).

Между глубинной водной массой и дном в Южном океане обнаруживается придонная антарктическая вода, которая характеризуется температурой от -0,2°С до 0,6°С и соленостью от 34,65%0 до 34,71%о (Саруханян, Смирнов, 1986).

Сабтрооичесхл! (Sííwrtpcruwü Пом»«* wkíwww wwi woar

tartwwaxM wittmwiui

Ркс. 1.2.1 Водные массы, фронты и течения атлантического сектора Южного океана (Ьи1]еЬагш5 е1 а!, 1985)

8МТ

ПВ

Лего Осень мл Весна

Рис. 1.2.2, Табл. i.2.1 Изменчивость процентного содержания водных масс в южной части Патагон-ского шельфа от побережья до 200 м (Bianchi et alj 1982)

ВШ - воды шельфа, ВМТ - воды Мальвинского (Фолклендского течения, ПВ - прибрежные воды

Таблица 1-2.1 - • .....

До 200 м Лето Осень Зима Весна

ПВ 9% 13% 12% 15%

ВШ 47% 33% 33% 47%

ВМТ 44% 54% 55%

Общепризнанно, что образование придонной воды, основным районом формирования которой является море Уэдделла, происходит в результате смешения относительно теплых глубинных вод с холодными шельфовыми водами. Образование глубинных вод происходит не только в осенне-зимний период, когда в результате ледообразования поверхностные воды осолоняются, а в течение всего года. Смесь поверхностных и глубинных вод в результате уплотнения при смешении оказывается тяжелее первичных водных масс, что приводит к её опусканию вдоль континентального склона в придонные горизонты (Bronnecke, 1921, Mosby, 1934, Deacon, 1937, Fofonoff, 1956, Клепиков, 1958, Клепиков, 1963).

Исследования Фостера и Кармака (Foster, Carmack, 1976) показали, что процесс образования антарктической донной воды представляет собой не упрощенный процесс смешения шельфовой и глубинной воды, а ряд последовательных процессов смешения, возникающих под действием динамических факторов, образующих промежуточные модификации водных масс.

По оценкам Зотикова, Иванова, Барбаша (1974) скорость образования донных вод составляет 6,6+2,6-106м3-с->, что близко к оценкам зарубежных исследователей (Carmack, Foster, 1975).

Кроме того, анализ условий, приводящих к образованию антарктической донной воды, выполненной Шумиловым (1964) и Гордоном (Gordon, 1971) показали, что донные воды могут образовываться не только в море Уэдделла, а в большинстве окраинных антарктических морей.

По мнению Кармака и Фостера (Carmack, Foster, 1975) основной приток антарктической донной воды в атлантический сектор осуществляется из моря Уэд-. делла и составляет около 69-106м3-с-1. Эта донная вода, смешиваясь с антарктической промежуточной, образует глубинную в западной части атлантического сектора, которая переносится Антарктическим циркумполярным течением далее на восток.

В Аргентинскую котловину придонная вода попадает, в основном, через глубоководные проходы (глубины 2000-3500 м) в Южно-Антильском хребте. Из Аргентинской котловины придонная вода через глубоководный проход к западу от возвышенности Риу-Гранде (канал Вема, глубина 4500 м) уходит дальше на север в Бразильскую котловину. Течение в канале в придонных горизонтах дос-

тигает 20 см/сек., а расход придонной воды, переносимый на север,- составляет около 4-106м3-с"1 (Hogg et al, 1982).

Непосредственно для района ЮЗА с учетом региональных особенностей целым рядом авторов (Арсеньев и др., 1972, Васильев, 1973, Ковалев, Федосеев, 1977, Северов, 1982, Lusquinos, Falder, 1971, Lusquinos, Sehrott, 1983, Jordon, 1981, 1989, Severov, 1990 и др.) в различные годы были сделаны описания водных масс, количество которых различается не только по критериям выделения, но в ряде случаев и по терминологии.

Так, согласно Васильеву (1973) в регионе выделяется пять водных масс: прибрежная распресненная (Т = 22°С; S = 23-33,8%0); южная тропическая (Т = 15-23°С; S = 35-36,15%о); поверхностная бразильская (Т = 7-21 °С; S = 33,8-35,5%0); поверхностная южных умеренных широт (Т = 1-6°С; S = 33,5-34,11°/00).

Ковалев, Федосеев (1977), по результатам рейсов НПС "Эврика" к югу от 34°ю.ш. выделяют пять водных масс: воды стока реки Ла-Плата (Т = 4,25-17,4°С; S = 34,07-36,04%о), которые распространяются в поверхностном слое на значительной по площади акватории Аргентинской котловины, прибрежную бразильскую (Т = 12,50-17,80°С; S = 34,64-36,10%о); субантарктическую поверхностную (Т = 4,3-9,6°С; S = 34,10-34,70%о), антарктическую промежуточную (Т = 2,50-5,70°С; S = 34,18-34,35%о) и глубинные воды (Т = 2,50-2,70°С; S = 34,20-34,46%о).

Лускиньос и Вальдес (Lusquinos, Valdes, 1971) выделяют также воды, поступающие на континентальную платформу Аргентины с юга, которые характеризуются низкими значениями температуры и солености (7,6-8,2°С, 33,5-33,8%0). Формирование этих вод они объясняют возможным участием континентального стока в распреснении вод течения м.Горн.

На Патагонском шельфе к югу от 45°ю.ш. Креппер, Ривас, Бианчи и др. (Кгеррег, 1977, Krepper, Rivas, 1979, Bianchi et al, 1982) выделяют три основные водные массы: прибрежные с соленостью ниже 33,44°/00, воды Мальвинского (Фолклендского) течения с соленостью выше 33,8°/00 и шельфовые воды, которые являются результатом смешения двух первых водных масс.

Формирование прибрежных вод, распространяющихся вдоль побережья Южной Америки к югу от 51°ю.ш. происходит, в основном, за счет выноса вод

из пролива Магелана и частично речного стока. При этом, объемное процентное содержание вышеперечисленных водных масс в течение года подвержено значительным изменениям (рис. 1.2.2.), (табл. 1.2.1).

Пренски и др. (Ргешкл е1 а1, 1992) шельфовые воды к югу от 46°ю.ш. подразделяют на северные шельфовые воды, центральные и южные. Северные шельфовые воды примыкают к акватории залива Сан-Хорхе. Температура этих вод варьирует от 8,0 до 15,0°С, соленость находится в пределах от 33,0 до 33,5°/оо. Четко выраженный термоклин расположен на глубине около 50 м. Температура центральных шельфовых вод лежит в пределах от 6,0 до 13,0°С, соленость варьирует от 33,10 до 33,60%о.

Южные шельфовые воды распространяются к востоку от прибрежных вод, характеризуются слабо выраженным термоклином, температурой 6,0-8,5°С и соленостью 33,25-33,60%о.

Среди отечественных авторов наиболее подробную классификацию водных масс ЮЗА предложил Северов (8еуегоу, 1990). В основу исследований им положен массив данных, систематизированных за 75 лет, всего около 2300 океанографических станций, выполненных на акватории от 35 до 55°ю.ш. и от берега до 48°з.д.

Классификация Северова содержит характеристики четырех основных структур водных масс: субтропической, субантарктической, антарктической и структуры вод шельфа и склона (рис. 1.2.З., 1.2.4).

Субтропическая структура формируется в зоне Бразильского течения и трансформации вод тропического происхождения в зоне субтропической конвергенции. Характерный признак субтропической структуры - наличие поверхностного распресненного слоя (0-10 м) и теплых высокосоленых вод на поверхности или в подповерхностных горизонтах. В формировании водной массы этой структуры участвуют распресненные воды залива Ла-Плата.

В субтропической структуре выделяются пять водных масс: поверхностная теплая и распресненная с низкими значениями растворенного кислорода и фосфатов; подповерхностная теплая и высокосоленая с минимальным содержанием кислорода и невысоким содержанием фосфатов; промежуточная антарктическая пониженной солености, с максимальным содержанием кислорода и высоким со-

Рис. 1.2.3 Структура водных масс Юго-Западной Атлантики для зимы - А и лета - Б (Severov, 1990)

Основные типы:

I - субтропический, II - субантарктический. III - антарктический, IV- шельфы и склоны Подтипы: Океаннические 1а - тропические, 16 - умеренных широт Шельфа и склона П 'а - тропический, IV6 -умеренных широт, IVn - переходный. Г-'с - субантарктический, Л - залива Рио-де-ла-Плата, M - пролива Магеллана

Рис. 1.2.4 T/S-кривые структур водных масс Юго-Западной Атлантики (Северов,!990)

1 Юснонные типы:

I - субтропический, //- субантарктический, III •антарктический, 1У - шельфа и склони

Подтипы;

Океанические Шельфа и склона

1а - тропические 1 Va - тропический / Vc - субантарктический

16 - умеренных широт IVб - умеренных широт Л - залива Рио-де-ла-Пяата

IV?, - переходный М - пролив Магеллана

держанием фосфатов; глубинная южно-атлантическая повышенной солености, более теплая, чем промежуточная, с меньшим содержанием кислорода и обедненная фосфатами, а также холодная придонная антарктическая, менее соленая, чем промежуточная, с максимумом кислорода и максимумом фосфатов.

Интересной особенностью классификации Северова является выделение в субтропической структуре трех подтипов, условно названных тропическим, субтропическим и умеренных широт. По мнению автора, необходимость такой детализации была определена особенностями трансформации характеристик поверхностной, подповерхностной и промежуточной водных масс в зоне субтропической конвергенции и наличием связи этих подтипов по температуре с подтипами структуры вод шельфа и склона.

Структура вод шельфа и склона представляет собой западный фланг зоны смешения между субантарктическими и тропическими водными массами. Их взаимодействие выражено, главным образом, в поле температуры на общем фоне пониженных значений солености и вертикальной гомогалинности. В своей классификации Северов выделяет следующие подтипы структуры водных масс шельфа и склона: тропический, умеренных широт, переходный и субтропический. В водных массах шельфа значительно больше растворенного кислорода и биогенных элементов, чем в водах субтропической структуры.

Субантарктическая структура состоит из четырех основных водных масс: субантарктической поверхностной, антарктической промежуточной, глубинной атлантической и придонной антарктического происхождения. Отличительная особенность субантарктической структуры - переходный слой между антарктическими промежуточными и глубинными атлантическими водами, сформированный водной массой Антарктического циркумполярного течения; отсутствие распресненных поверхностных вод и подповерхностных вод повышенной солености, гомогалинность вод в слое 0-200 м при изменении температуры на 5-7°С.

Антарктическая структура в юго-западной части Атлантического океана представлена четырьмя основными водными массами: поверхностной теплой и распресненной, с высоким содержанием растворенного кислорода и фосфатов; подповерхностная промежуточная более холодная и более соленая, с меньшими значениями кислорода и более высоким по отношению к поверхностным водам содержанием фосфатов; глубинная, с относительно высокой температурой, низ-

ким содержанием кислорода, уменьшенным содержанием фосфатов, что указывает на связь этой водной массы с глубинными, обедненными биогенными веществами, атлантическими водами. Придонная водная масса характеризуется температурой от нуля и ниже, пониженной соленостью по сравнению с глубинными водами и относительно высоким содержанием фосфатов.

По мнению автора данной работы, спорным в схеме Северова является явное несоответствие границ структурных зон и положения фронтальных разделов в этом районе. Объединение в одну структурную зону вод шельфа и склона, в силу значительных различий термохалинных характеристик этих вод, также может быть предметом отдельного обсуждения.

Как видно из данного краткого обзора, до настоящего времени у разных авторов не существует единого мнения относительно количества водных масс и их характеристик в ЮЗА, что является закономерным следствием сложности структуры и динамики вод этого района.

В главе IV настоящей работы также предложена типизация водных масс и их модификаций для района ЮЗА, расположенного к югу от 40°ю.ш., показана связь между степенью смешения водных масс различного происхождения и смешением видового состава светящихся анчоусов, сделана попытка выделения видов - индикаторов водных масс.

1.3. Особенности циркуляции вод Юго-Западной части Атлантики

Первое относительно корректное описание общей поверхностной циркуляции южной Атлантики принадлежит Крюммелю (Krümmel, 1882). Использовав данные измерений поверхностной температуры и наблюдения за дрейфом более чем ста судов, он достаточно точно обозначил основные течения южной Атлан-тики.Так, им было показано, что в юго-западной части Атлантического океана Бразильское течение достигает 45-50°ю.ш.. Холодное течение, названное Фолклендским, являясь продолжением течения мыса Горн, переносит воды в север-

ном направлении вдоль побережья Патагонии. В отличие от своих предшественников, полагавших, что так называемый антарктический дрейф, "Antarctic Drift", имеет в основном меридиональную составляющую, Крюммель указал на зональность антарктического течения (Peterson, Whitworth, 1989) (рис. 1.3.1).

Со времен Крюммеля и вплоть до настоящего времени в районе Патагонско-го шельфа и в юго-западной части Аргентинской котловины было выполнено сравнительно мало натурных измерений течений. В основном, эти измерения сводились к наблюдениям за дрейфом судов и буев, на основании которых строились карты поверхностных течений, которые с незначительными изменениями в дальнейшем переходили из одного атласа в другой. К примеру, в атласе лоцманских карт (The atlas of pilot chart U.S., 1958) дрейфовое течение на Пата-гонском шельфе имеет генеральное северное, северо-восточное направление и скорость около 25 см-с*1.

Целенаправленные наблюдения за судовым дрейфом на Патагонском шельфе и описание полученных результатов было сделано Болтовским (Boltovskoy, 1970). По его оценкам скорость течения в различных районах шельфа изменяется от 5 до 40 см-с-1 и направлено на север, северо-восток.

За пределами Патагонского шельфа в западной части Аргентинской котловины измерения скоростей течений с использованием дрифтерных буев было выполнено в ходе эксперимента FGGE (First Global Garp Esperiment) и ряде других экспедиций (Garret, 1980, Peterson, Johnson, 1994).

К настоящему времени накопленный массив океанографических и гидрометеорологических данных позволил ряду авторов выполнить численные диагностические расчеты динамики вод в юго-западной части Аргентинской котловины и на Патагонском шельфе. Так, по расчетам Лускиньеса и Скротта (Lusquinos, Sckrott, 1983) скорость течений на Патагонском шельфе в зимний период года составляет около 20 см-с->.

Зырянов и Северов (1979) получили сходные результаты. По их оценкам скорость течений на Патагонском шельфе - 20-30 см-с-1, перенос вод происходит в северном, северо-восточном направлениях, расход западной ветви Фолклендского течения летом приблизительно на широте Фолклендских островов равен 9-106м3-с1, зимой - 10-106м3-с->. Расход вод восточной ветви Фолклендского тече-

Рис. 1.3.1 Схема поверхностной циркуляции южной части Атлантического

океана (Krümmel, 1882)

70° 65" 60* 55' 70' 65* 60° 55"

70* 65* 60* 55*№ 65* 60* 55'

Рис. 1.3.2 Интегральный перенос вод 4Q. на Патагонском шельфе зимой (А), летом (Б). Ветровой вклад в интегральный перенос вод зимой (В), ле-45. том (Г), (Forres, Garraffo, 1988)

Масштабный множитель -Iff MC

70* 65" 60* 5У70* 65 60° 55"

ния в летнее время составляет 20- 106m3-c-', зимой - 15-106m3-c-'.

Форрес и Гарраффо (Forres, Garraffo, 1988) описали сезонную изменчивость циркуляции вод на Патагонском шельфе между 40-50°ю.ш.. Их расчеты, базирующиеся на исторических данных распределения градиента плотности и ветрового напряжения, показали, что суммарный перенос направлен на север, северо-восток. Как в летнее, так и зимнее время основной вклад в перенос водных масс по всей акватории шельфа вносит ветровое напряжение, градиент плотности оказывает влияние в значительно меньшей степени. Средняя поверхностная скорость течений зимой - 15 см-с-', летом - 10 см-с1. Суммарный перенос вод зимой в северной части шельфа (в районе 40°ю.ш.) на участке шириной 350 км составляет ЬЗЗ-Ю^-с-1, на юге - 0,75-Ю^-с-1. В течение лета по всей акватории шельфа суммарный перенос вод подвержен значительно меньшим флюктуациям по сравнению с зимним периодом (рис. 1.3.2).

Нетрудно заметить, что оценки переноса вод на Патагонском шельфе по расчетам Форреса и Гарраффо (Forres, Garraffo, 1988) примерно на порядок отличаются от оценок Зырянова, Северова (1979).

Бакун, Парриш (Bakun, Parrish, 1990), исследуя циркуляцию прибрежных вод Патагонского шельфа в рамках экмановской модели, указали на ее существенную сезонную изменчивость.

Следует отметить, что реальная динамика вод на Патагонском шельфе гораздо более сложная. Здесь ярко выражены приливные течения, в особенности в районе о.Огненная Земля (Саруханян, Смирнов, 1986). На циркуляцию прибрежных вод значительное влияние оказывает сток таких крупных рек как Ла-Плата (35°ю.ш.), Колорадо (40°ю.ш.), Негро (41°ю.ш.), Санта-Крус (50°ю.ш.) и целого ряда более мелких. Поступление вод из пролива Магелана характеризуется значительной внутригодовой изменчивостью: зимой вдоль южного побережья Патагонии они достигают залива Сан-Хорхе, летом их распространение на шельфе сужается (Intergoverment Oceanografic Commision, Workshop Report 65, 1989). Межгодовая, сезонная и синоптическая изменчивость характерна для западной и восточной ветвей Фолклендского течения (Масленников, Парфено-вич, 1979, Fedulov et al, 1990, Ремесло, Девицын, 1993, Remeslo et al, 1994), что будет более подробно рассмотрено в гл. 2.

В рейсах, выполненных по программе АтлантНИРО на НИС "Монокристалл" и НИС "Дмитрий Стефанов", наблюдения за течениями выполнялись с использованием индикатора течений С1 - 30 фирмы 'Типто". Вдоль побережья Патагонии к югу от 47°ю.ш., а также между 45-47°ю.ш. вблизи свала глубин неоднократно отмечались локальные потоки со скоростями, превышающими 100 см-с"1. В обоих районах шельфа как в приповерхностных горизонтах, так и у дна наблюдалась значительная изменчивость течений.

В рейсе НИС "Академик Иоффе" измерения течений на Патагонском шельфе и склоне выполнялись с помощью акустического доплеровского профилографа "1ШИМ0075". В районе материкового склона на 47°ю.ш. максимальные скорости Фолклендского течения наблюдались на глубине 300 м и достигали 60 см-с-1, на 50-55°ю.ш. максимум скоростей на шельфе был зарегистрирован на горизонте 30 м и был равен 60-180 см-с*1 (Березуцкий и др., 1993).

Зырянов, Северов (1979) в районе юго-западной части Атлантики в физико-географическом аспекте выделяют четыре подрайона со своими динамическими особенностями. Это подрайон Фолклендских островов и банки Бердвуд, который характеризуется наличием перемещающихся циклонов и антициклонов. Подрайон четко выраженного струйного Фолклендского течения, которое прослеживается от Фолклендских островов до широты устья реки Ла-Плата. Расход течения здесь на широте 45°ю.ш. составляет летом 32-106м3-с-1, зимой 40-106м3-<г' На восточной периферии Фолклендского течения образуется обширный циклон.

Третий подрайон - схождение вод Фолклендского и Бразильского течений. Здесь "воды Бразильского течения после столкновения с водами Фолклендского течения отклоняются в юго-восточном направлении, увлекая за собой восточную периферию Фолклендского течения, в результате чего и образуется обширный циклон в центральной части района".

Четвертый подрайон приурочен к юго-западной части Аргентинской котловины, в котором прослеживается результирующая картина взаимодействия вод Фолклендского и Бразильского течений. Поток вод здесь ослабевает, сильно ме-андрирует и замедляет свою скорость (рис. 1.1.3 а,б).

Ссылаясь на Таубера (1962) авторы также отмечают, что сезонные изменения циркуляции вод в этом районе связаны с сезонными изменениями атмосферной

Рис. 1.3.3 Интегральная циркуляция вод в Юго-Западной Атлантике (Зырянов, Северов 1979)

А • зима,. Б' лето Масштабный множитель 108аАс' '

циркуляции. Зимой увеличивается повторяемость циклонов и расширяется их область проникновения на север, что происходит одновременно с ослаблением стационарных областей высокого давления. Усиление циклонической завихренности в поле течений в зимний период и ослабление в летний, по их мнению, связано с аналогичной сезонной изменчивостью завихренности атмосферной циркуляции.

Работа Зырянова, Северова (1979) несмотря на то, что с момента выхода ее в печать прошло уже более десяти лет, среди работ отечественных авторов, посвященных ЮЗА, до настоящего времени остается одной из наиболее цитируемых,

Чрезвычайно важным представляются их результаты, опровергающие выводы Харта (Hart, 1946) о преимущественном вкладе в Фолклендское течение его западной ветви. В оба сезона более мощной является восточная ветвь Фолклендского течения. В тоже время, вывод авторов о том, что восточная ветвь усиливается летом южного полушария и ослабевает зимой представляется спорным. Расчеты, основанные на 140 разрезах, выполненных судами АтлантНИРО и За-прыбпромразведки поперек восточной ветви Фолклендского течения, не в полной мере соответствуют данному выводу, что будет обсуждаться ниже.

Бразильское течение представляет собой западную границу южноатлантического круговорота. Отделяясь от Южного Экваториального течения в районе 8°ю.ш., Бразильское течение в дальнейшем переносит воды в южном направлении вдоль континентального склона на расстояние более 3800 км (Gordon, Greengrove, 1986).

Миранда и Фило (Miranda, Filho, 1981) на разрезе по 19°ю.ш. относительно 500 м оценили объемный геострофический перенос Бразильского течения в S^-IO^-C"1, максимальная скорость на поверхности была равна 72 см-с*1.

По расчетам Сигнорини (Signorini, 1978) на разрезе к востоку от м.Кабо Фриу (24°ю.ш.) относительно 600 м геострофический перенос вод Бразильским течением был равен 9,4-106м3-с-'; на двух других разрезах, расположенных в 60 км от данного разреза геострофический перенос был ниже и составил 6,8-106м3-с-1 и7,5-10бм3-с-'.

Эванс и др. (Evans et al, 1983) в районе между 19 и 24°ю.ш. относительно 500

и 1000 м определили геострофический перенос соответственно в 3,8-106м3-с1 и 6,8-106m3-c-', максимальная поверхностная скорость составляла 50 см-с1.

Наиболее подробный анализ изменчивости переноса вод Бразильским течением с учетом выбора оптимальной отсчетной поверхности был выполнен Штрамма (Stramma, 1989). По его оценкам на 24°ю.ш. геострофический перенос Бразильским течением наиболее близок к величине в 10-106m3-c-', на 33°ю.ш. -17,5-10&м3-с-1.

Инструментальные наблюдения, выполненные в районе 23°ю.ш., (Evans, Signorini, 1985), в целом, хорошо согласуются с вышеуказанными расчетными величинами. На поверхности в стрежне Бразильского течения измеренная скорость равнялась 50 см-с1, расход на шельфе от берега до изобаты 200 м был равен 6-106м3 с-', за пределами шельфа - 5-106м3-с-'.

На 35,8°±1°ю.ш. Бразильское течение отходит от континентального склона и вступает во взаимодействие с Фолклендским течением, которое на 36,6°±0,9°ю.ш. также отделяется от континентального склона, образуя возвратное течение (Olson et al, 1988). При этом, как отмечают Каменкович и др. (1987), интерпретируя результаты Легекиса, Гордона (Legeckis, Gordon, 1982), основной модой очень интенсивных квазипериодических возмущений циркуляции вод в этом районе является формирование примерно каждые два месяца далеко продвинутой на юг антициклонческой петли Бразильского течения с дальнейшим однократным или многократным отсечением ее конца, что приводит к образованию крупного теплого антициклонического вихря или меридиональной цепочки из нескольких вихрей вносящих, по-видимому, заметный вклад в межширотный теплообмен в рассматриваемой части океана.

Распространение теплых субтропических вод к полюсу увеличивает температурный контраст между океаном и атмосферой. Карта годового теплового потока, составленная Банкером (Banker, 1980) указывает на наличие локализованного максимума океанических потерь тепла в пределах района распространения субтропических поверхностных вод примерно в 20-25 вт/м2.

Спутниковые инфракрасные снимки поверхности океана, выполненные в различные годы в области взаимодействия Фолклендского и Бразильского течений, показали очень высокий уровень динамической активности и термических

. РОССИЙСКАЯ

41 уееуддрствЕнн^

•■^ЦВЛИОТЕКА

контрастов в этом районе океана (Gordon, Norris, 1977, Legeckis, 1978, Lutjeharms, Baker, 1980, Legeckis, Gordon, 1982, Olson et al, 1990). Именно здесь был зафиксирован температурный перепад в 10°С при ширине фронта всего в несколько километров, что является рекордной величиной для Мирового океана (Каменковнч и др., 1987). Джонсон и Норрис (Jonson, Norris, 1977) используя данные, полученные со спутника "Скайлеб" зафиксировали температурные градиент в 1 °С на 67 м.

Каркон и Гарзоли (Carcon, Garzoli, 1986), анализируя спутниковые альтиметрические наблюдения в юго-западной Атлантике в районе взаимодействия Фолклендского и Бразильского течений, выявили значительную синоптическую изменчивость уровня моря. Максимальные среднеквадратические флюктуации были локализованы в районе квазистационарного антициклонического меандра Бразильского течения и достигали 25 см. К югу от слияния Фолклендского и Бразильского течений в зоне частого обнаружения теплых антициклонических вихрей Бразильского течения, а также севернее, непосредственно в самом течении уровень синоптических флюктуаций был в 2-3 раза ниже. Минимальная синоптическая изменчивость была приурочена к области Фолклендского течения и не превышала 5-8 см.

От области взаимодействия с Фолклендским течением поток вод Бразильского течения поворачивает на восток, формируя Южно-Атлантическое течение. Воды Фолклендского течения отклоняются на юго-восток и далее движутся в восточном направлении, вливаясь в северный поток Антарктического Циркумполярного течения (АЦТ).

Карты геострофической циркуляции, построенные по результатам ряда океанографических съемок, существенно дополняют представления о динамике вод в различных районах ЮЗА.

Саруханян, Смирнов (1986) по результатам эксперимента "Полэкс-Юг-83" представили схему циркуляции в юго-восточной части Аргентинской котловины (рис. 1.З.4.). В широтном поясе между 41-43° ю.ш. отчетливо прослеживается струя Южно-Атлантического течения, являющегося продолжением Бразильского течения и переносящего в верхних слоях атлантическую субтропическую воду. Южнее, между 44-47° ю.ш., полосы потоков восточного и западного направлений отражают крупный меандр северной струи Антарктического Циркумпо-

Рис. 1.3.4 Схема циркуляции поверхностных вод в районе Фолклендского плато и Аргентинской котловины по данным эксперимента "11олэкс-Юг-83"(Саруханян, Смирнов.1986)

лярного течения (АЦТ). Сопоставление геострофических скоростей с инструментальными наблюдениями за течениями показало, что в толще вод до горизонта 2500 м значения скоростей сопоставимы.

Ковалевым и Федосеевым (1977) по данным рейса НПС "Эврика" была рассчитана геострофическая циркуляция вод Фолклендско-Патагонского района. Максимальная поверхностная скорость вод Бразильского течения на 40-42°ю.ш., вычисленная динамическим методом относительно 800 дцб, составила 40 см-сг1, скорость фолклендского течения не превышала 12-16 см-с1 (рис. 1.3.5). Авторы указали на значительную изменчивость циркуляции вод в этом районе. В зимний период вторжение Фолклендского течения на Патагонский шельф наиболее значительно, весной и летом проникновение его вод ослабевает.

Масленников и Парфенович (1979) по результатам рейсов НПС "Академик Книпович" 1971-1972 гг. описали гидрологический режим в районе Фолклендских островов. По их мнению, воды, поступающие из пролива Дрейка, при встрече с архипелагом Фолклендских островов также разделяются на две самостоятельные ветви: западную и восточную ветви Фолклендского течения, На шельфе к северо-востоку от островов от зимы к лету происходит расширение струи восточной ветви течения и сокращение западной. При этом воды западной ветви Фолклендского течения характеризуются относительной распресненно-стью и повышенной температурой по сравнению с водами восточной ветви Фолклендского течения (рис. 1.3.6).

Гордон и Грингроув (Gordon, Greengrove, 1985), используя материалы рейса "Атлантис-П", рассчитали геострофическую циркуляцию вод в районе слияния Бразильского и Фолклендского течений (рис. 1.3.7). По их оценкам геострофи- ' ческий объемный перенос вод Бразильским течением в районе 38°ю.ш. относительно 1400 м составил 19-106m3-c-', что на 12-106м3-с-' больше среднего переноса вод этим же течением в районе 19-24°ю.ш.. Возрастание объема вод, переносимых Бразильским течением, значительно ниже, чем для Гольфстрима, однако, в пересчете на 100 км оно составляет около 5% и аналогично для обоих течений. Геострофический объемный перенос вод Фолклендским течением в районе 46°ю.ш. был равен Ю-106м3-с-', что приблизительно в два раза меньше объема вод, переносимых Бразильским течением. Максимальная скорость Бразильского

Рис. 1.3.5 Геострофическая циркуляция поверхностных вод в июле-сентябре 1973 г. по данным НПС "Эврика" (Ковалев. Федосеев, 1976)

Динамические горизонтали проведены через 50 дин мм, отсчетная поверхность - 300 м

Рис. 1.3.6 Поверхностная геострофическая циркуляция в районе Фолклендских островов по данным НПС "Академик Книпович" относительно 1000 м (Масленников, Парфенович, 1979)

А - июль 1971 г., Б - ноябрь-декабрь 1971 г., В - декабрь 1972 г.-январь 1973 г.

Рис. 1.3.7 Поверхностная геострофическая циркуляция вод в юго-западной части Аргентинской котловины относительно 1400 дцб (Gordon,

Greengrove, 1986)

......— направление движения буев по данным эксперимента FGGE. 17649 - номера буев

Рис. 13.8 Геострофическая циркуляция поверхностных вод юго-западной части Аргентинской котловины по данным А - СРТМ "1500 лет Киеву", август-сентябрь 1985 г., Б - НПС "Очер", май 1987 г., (РесМоу, Иете51о, 1990)

- положение съемки

Динамические горизонтали проведены через 50 дин.мм, отсчетная поверхность - 1000 м

течения достигала 52 см-с"1, возвратной ветви Бразильского течения - 35 см-с"1; скорость Фолклендского течения не превышала 17 см-с"1. Скорость возвратной ветви Фолклендского течения была несколько выше и достигала 28 см-с"1.

По результатам рейсов СРТМ "1500 лет Киеву" и НПС "Очер" (Fedulov, Remeslo, 1990) нами была рассчитана геострофическая циркуляция к югу от 40°ю.ш.. В отличие от предшествующих съемок, работы, проведенные в этих экспедициях, охватывали значительно большую акваторию, дискретность океанографических станций была более плотной. Расчетные" скорости Бразильского и Фолклендского течений оказались близкими к оценкам вышеуказанных авторов. Воды Бразильского течения в мае 1987 г. к югу от 40°ю.ш. занимали значительно большую акваторию и были распространены южнее, чем в августе-сентябре 1985 г. (рис. 1.3.8.).

Интересно отметить, что поверхностные средние скорости течений, измеренные с помощью дрифтеров по результатам эксперимента FGGE (First Global Garp Esperiment) оказались выше расчетных: скорость Фолклендского течения изменялась от 35,4 до 40,3 см-с"1, возвратной ветви Фолклендского течения от 54,7 до 64,7 см-с"1, возвратной ветви Бразильского течения от 27,2 до 63,8 см-с"1. В районе слияния Бразильского и Фолклендского течений скорости потока достигали максимальных величин и изменялись от 84,9 до 97,9 см-с"1. Скорость Бразильского течения была равна 68,0 CM-c'^Garret, 1980).

Как видно из приведенных рисунков и данного обзора, отличительной чертой динамики вод в юго-западной части Атлантики в районе взаимодействия вод Бразильского и Фолклендского течений является меандирирование потоков и-вихреобразование. Многочисленные спутниковые снимки поверхности океана, полученные в последние годы, являются тому прекрасным подтверждением.

Заключение диссертации по теме «Океанология», Ремесло, Александр Васильевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ И ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Проведенные исследования выполнены на основе анализа значительного объема оригинальных материалов, полученных в научно-исследовательских рейсах АтлантНИРО. Они позволили выявить и описать особенности структуры и динамики вод юго-западной части Атлантики, распределения видового состава миктофид и уловов аргентинского короткоперого кальмара в зависимости от условий среды обитания и сделать следующие основные выводы.

1. Внутригодовая изменчивость интенсивности Фолклендского течения (геострофических расходов) характеризуется полугодовой, квазитрехмесячной и полуторамесячной периодичностью. Полугодовая гармоника в изменчивости геострофических расходов Фолклендского течения достаточно хорошо согласуется по фазе с полугодовой волной в изменчивости зональных атмосферных переносов над районом ЮЗА. Максимальные среднемноголетние величины геострофических расходов Фолклендского течения отмечаются в апреле и августе, минимальные - в июле и в феврале. Период наиболее высоких расходов продолжается с августа по октябрь, пониженных - с ноября по февраль. Внутримесячная изменчивость геострофических расходов Фолклендского течения, как правило, меньше, чем сезонная и межгодовая.

2. Внутримесячная изменчивость динамики Фолклендского течения в значительной степени определяется интенсивностью атмосферных переносов воздушных масс. Меандрирование потока Фолклендского течения, которому обычно соответствуют пониженные геострофические расходы, наблюдается при ослабленных западных переносах. При усилении западных атмосферных переносов течение принимает струйный характер, геострофические расходы повышаются, приблизительно через пять суток возмущение передается к субтропическому фронту, что, в свою очередь, сопровождается образованием антициклонических фронтальных вихрей Бразильского течения.

3. Передача возмущения от АЦТ в проливе Дрейка к Фолклендскому течению на 46°ю.ш. происходит с задержкой в один-три месяца. Усилению Бразильского течения от декабря к марту соответствует ослабление Фолклендского течения. В августе-сентябре Фолклендское течение усилено, Бразильское - ослаблено, т.е. интенсивность этих течений находится в противофазе.

4. Изменчивость термохалинной структуры вод на кромке Патагонского шельфа и над материковым склоном тесно связана с динамикой Фолклендского течения. Усиление холодного Фолклендского течения приводит к заглублению субантарктических поверхностных вод и, как следствие, к повышению температуры воды в придонных горизонтах над материковым склоном, которая отчетливо прослеживается до 650-850 м. В противоположной ситуации, когда течение ослаблено происходит подъем промежуточных вод и понижение температуры над материковым склоном.

5. Восточнее периферии Фолклендского течения на 46°ю.ш. круглогодично наблюдается устойчивое, направленное на юг противотечение, которое является продолжением его возвратной ветви.

6. Три различные по своему происхождению водные массы: субтропическая поверхностная, субантарктическая поверхностная и антарктическая промежуточная формируют антициклонические фронтальные вихри Бразильского течения. Для вихрей, образующихся в летнее время, характерно наличие термоклина и подповерхностного максимума солености. Ядро вихрей, формирование которых происходит в холодное время года, - практически однородная водная масса, достигающая 250-300 м. Положительная аномалия тепла вихрей по отношению к окружающим водам субантарктической структуры, сосредоточена в его верхних слоях, аномалия соли, напротив - в нижних, т.к. глубже 300-500 м вихри окружены антарктическими промежуточными водами пониженной солености.

7. Генерация антициклонических вихрей Бразильским течением обеспечивает перенос дополнительного количества тепла и соли в ЮЗА из субтропической широтной зоны в субантарктическую. В соответствии с расчетами в год осуществляется перекачка 4,7 х 1021 Дж тепла и 3,1 х 1010 т соли. Среднегодовой поток тепла в этом случае составит около 15 х 1013 Вт. Только один этот механизм в ЮЗА мог бы компенсировать почти половину всего тепла, уходящего из субантарктической зоны по направлению к полюсу.

8. Теплые вихри Бразильского течения могут пересекать субантарктическую зону, достигать субантарктического фронта и взаимодействовать с ним. Дальнейшее движение вихрей происходит в восточном направлении.

9. Продолжительность существования антициклонических вихрей Бразильского течения зависит не только от их размеров, но и во многом определяется динамикой окружающих вод. Вихри, перемещающиеся в генеральном южном направлении, могут прослеживаться на спутниковых снимках в течение нескольких месяцев. Смещение вихрей в западном направлении в результате взаимодействия с Фолклендским течением приводит к их быстрому разрушению.

10. Анализ распределения 40 видов миктофид (светящихся анчоусов) в ЮЗА на акватории между 40°30'-47°ю.ш. и 43°-60°з.д. показал, что ряд видов могут являться индикаторами водных масс и их модификаций. Максимальное видовое разнообразие обнаружено в водах субтропической фронтальной зоны, минимальное - в водах склона. Смешение тепловодно-тропических и умеренно-холодноводных видов миктофид находится в хорошем соответствии со степенью смешения вод различного происхождения. Взаимодействие Бразильского и Фолклендского течений, а также вынос теплолюбивых форм из субтропической зоны в субантарктическую фронтальными вихрями Бразильского течения приводит к нарушению широтной зональности в распределении как умеренно-холодноводных, так тепловодно-тропических видов.

11. Уловы аргентинского короткоперого кальмара на промысловом участке Патагонского шельфа и склона между 45-47°ю.ш. за пределами 200-мильной экономической зоны Аргентины в значительной мере определяются изменчивостью гидрометеорологических условий. Увеличение уловов промысловых судов происходило в те годы, когда ТПО превышала среднемноголетние значения. На протяжении путины в первой половине года, усиление западных переносов воздушных масс и Фолклендского течения благоприятно влияет на возрастание уловов.

Список литературы диссертационного исследования кандидат географических наук Ремесло, Александр Васильевич, 1998 год

ЛИТЕРАТУРА

1. Атлас океанов. Атлантический и Индийский океаны // ВМФ СССР, 1977.

2. Антипов H.H., Масленников В.В., Прямиков С.М. Положение и структура По-

лярной фронтальной зоны в западной части Тихоокеанского сектора Южного океана // Биол.-океаногр. исследования Тихоокеанского сектора Антарктики. - М.: ВНИРО, 1987. - с. 19-32.

3. Арсеньев B.C., Булатов А.П., Леонтьева В.В. Гидрологические исследования в

11-м рейсе НИС "Академик Курчатов"// Экспресс-информ./ ЦНИИТЭ-ИРХ . - 1972. - Вып. 12.. - 35 с. ( Сер. 9).

4. Афанасьев Б.В., Саруханян Э.И., Смирнов Н.П. Антарктический полярный

фронт в проливе Дрейка и море Скоша в летний период // Докл. АН СССР. - 1979. - Т. 244, № 3. - С. 731-734.

5. Багрянцев Н.В., Борисов Б.Г., Саруханян Э.И., Смирнов Н.П. О внутримесяч-

ной изменчивости течений в проливе Дрейка // Тр./ Акртич. и антарктич. научно-исследовательского института. - 1976. - Т. 344. - С. 115-128.

6. Багрянцев Н.В., Турецкий В.В. О переносе тепла в антарктической зоне Южно-

го океана // Метеорология и гидрология. - 1986. - № 1. - С. 62-69.

7. Баринов A.A. Характеристика термоклина деятельного слоя вод Северной Ат-

лантики // Тр./ Атлант. НИИ рыб. хоз-ва и океанографии. - Калининград, 1975. - Вып. 62. - С. 38-47. 8.. Беккер В.Э. Об умеренно-холодноводном комплексе миктофид (Myctophidae, Pisces) // Океанология. - 1964. - Т. 4, вып. 3. - С. 469-476.

9. Беккер В.Э. Миктофидовые рыбы Мирового океана. - М.гНаука, 1983. - 248 с.

10. Беккер В.Э. , Евсеенко С.А. Распределение мезопелагических рыб и биогео-

графические границы в южной части Тихого океана в январе-феврале 1985 г.// Вопр. ихтиологии. - 1986. - Т. 26, вып. 6. - С. 890-901.

11. Белкин И.М. Фронтальная структура Южной Атлантики // Пелагические эко-

системы Южного океана. - М.: Наука, 1993. - С. 40-57.

12. Березуцкий A.B. Комплексное исследование фронтальных зон Юго-Западной

Атлантики: дистанционное зондирование из космоса и с борта судна / Королев A.M., Родионов В.Б., Шилов И.А. // Исследование Земли из космоса. - М.: Наука, 1993. - С. 89-96.

13. Богданов М.А. О фронтальной зоне в море Скотия / Орадовский С.Г., Солян-

кин Е.В., Хвацкий Н.В. // Океанология. - 1969. - Т. 9, № 6. - С. 966-973.

14. Ботников В.Н. Географическое положение зоны Антарктической конверген-

ции в Южном океане// Информ. бюллетень Советской Антарктической экспедиции. - 1963. - № 41. -С. 19-24.

15. Бурков В.А. Пространственно-временная характеристика изменчивости гид-

рологических полей в АЦТ к югу от Африки // Океанологические исследования. - М., 1985. - № 39. - С. 5-22.

16. Васильев Г.Д. Рыболовство в Юго-Западной Атлантике. - Калининград, 1973.

- 254 с.

17. Грузинов В.М. Гидрология фронтальных зон Мирового океана. - JL: Гидро-

метеоиздат, 1986. - 271 с.

18. Турецкий В.В. Поверхностные термические фронты в атлантическом секторе

Южного океана // Метеорология и гидрология. - 1987. - № 8. - С. 81-89.

19.Девицын В.В., Ремесло A.B. Анализ изменчивости поверхности океана в районе Юго-Западной Атлантики по спутниковым картам температуры поверхности океана // X международ, конф. по промысловой океанологии : Тез. докл. - С. - Петербург, 1997. - С. 44.

20. Девицын В.В., Ремесло A.B. Анализ изменчивости температуры воды в Юго-

Западной Атлантике в период с 1987 по 1995 гг // Промыслово-биологические исследования АтлантНИРО в 1994-95 гг.: Сб. науч. тр./ Атлант. НИИ рыб. хоз-ва и океанографии. - Калининград, 1996. - С. 133137.

21. Жигалов И.А.. Особенности структуры вод и изменчивости Полярной фрон-

тальной зоны к северу от островов Баллени// Биол.океаногр. исслед. Тихоокеанского сектора Антарктики. - М.: ВНИРО, 1987. - С. 12-19.

22. Зотиков И.А., Иванов Ю.А., Барбаш В.Р. Сток материкового льда Антаркти-

ды и формирование донных антарктических вод // Океанология. - 1974. -Т. 14.-С. 607-613.

23. Зубов H.H., Мамаев О.И. Динамический метод вычисления элементов мор-

ских течений. - JL: Гидрометеоиздат, 1956. - 115 с.

24. Зырянов В.Н., Северов Д.Н. Циркуляция вод Фолклендско-Патагонского

района и ее сезонная изменчивость // Океанология. - 1979. - Т. 29, вып. 5.

- С. 782-790.

25. Иванов Ю.А., Нейман В.Г. Фронтальные зоны Южного океана //Антарктика.

-М.: Наука, 1964. -С. 98-109.

26. Иванов Ю.А., Тареев Б.А. Положение и сезонная изменчивость фронтальных

зон в Антарктиде // Докл. АН СССР. - 1959. - Т. 129, № 4. - С. 777-780.

27. Каменкович В.М., Котляков М.Н., Монин A.C. Синоптические вихри в океа-

не. - JL: Гидрометеоиздат, 1987. - 509 с.

28. Кашкин НИ. О количественном распределении светящихся анчоусов (сем.

Myctophidae) в Атлантическом океане //Тр. / Института океанологии АН СССР. - 1967. - Т. 84. - С. 125-158.

29. Клепиков В.В. Происхождение и распределение придонных антарктических

вод//Проблемы Севера. - 1958. - Вып. 1. - С. 318-329.

30. Клепиков В.В. Гидрология моря Уэдцелла // Тр./ Советской Антарктической

экспедиции. - 1963. - Т. 17. - С. 45-93.

31. Клепиков В.В. О полярных фронтах и главном термоклине в океанах // Вест-

ник ЛГУ. - 1969. - Вып. 3, № 18. - С. 151-157.

32. Ковалев А.Д., Федосеев А.Ф. Водные массы Фолклендско-Патагонского

шельфа // Тр./ Атлант. НИИ рыб. хоз-ва и океанографии. - Калининград, 1977. - Вып. 63. - С. 132-135.

33. Ковалев А.Д., Федосеев А.Ф. Геострофическая циркуляция вод Фолклендско-

Патагонского района// Тр./ Атлант. НИИ рыб. хоз-ва и океанографии. -Калининград, 1977. - Вып. 63. - С. 136-139

34. Константинова М.П., Ремесло A.B., Федулов П.П. Распределение светящихся

анчоусов (Myctophidae) в Юго-Западной Атлантике // Современные, проблемы промысловой океанологии: Тез. докл. VIII Всесоюз. конф. по промысловой океанологии. - Л.,1990. - С.86-87.

35. Корт В.Г. О генезисе фронтальных зон Южного океана// Информ. бюллетень

Советской Антрктической экспедиции. - 1967. - № 65. - С. 81-89.

36. Кукса В.И. Промежуточные воды Мирового океана. - Л.: Гидрометеоиздат,

1983.-270 с.

37. Латун B.C., Калашников П.А. О субантарктической промежуточной водной

массе Атлантического океана // Морские гидрофизические исследования. -Севастополь, 1978.- С. 163-174.

38. Любимова Т.Г., Шуст К.В., Попков В.В. Особености экологии мезопелагиче-

ских рыб семейства Мус1орЫс1ае Южого океана // Биологические ресурсы Арктики и Антарктики. - М.: Наука, 1987. - С. 330-337.

39. Левасту Г., Хела И. Промысловая океанография / Пер. с агл. - Л.: Гидроме-

теоиздат, 1974. - 295 с.

40. Масленников В.В., Зозуля С.А., Полонский В.Е. Рекомендации по поиску

скоплений электроны Карлсбера в пределах Южной Полярной фрон-тальнной зоны (океанологическое обоснование). - М.: ВНИРО, 1990. - 32 с.

41. Масленников В.В., Парфенович С.С. Некоторые черты динамики вод в рай-

оне Фолклендских островов // Океанологические исследования промысловых районов Мирового океана: Сб. науч.тр./ Всесоюз. НИИ рыб. хоз-ва и океанографии. - М., 1979. - Т. 36. - С. 57-60.

42. Масленников В.В., Попков В.В. Положение зоны взаимодействия антарктиче-

ских вод разных модификаций как показатель северной границы массового дрейфа антарктического криля // Антарктика. - М.,1988. - Вып. 27. -С. 134-141.

43. Несис К.Н. Океанические головоногие моллюски Юго-Западной Атлантики //

Тр./ Института океанологии АН СССР. - 1974. - № 98. - С. 51-75.

44. Нигматуллин Г.М., Лаптиховский В.В. Советский/Российский промысел ар-

гентинского кальмара (111ех А^епйпш) в Юго-Западной Атлантике, его эколого-промысловая периодизация и возможные причины аномальной ситуации 1993-1995 годов // Промыслово-биологические исследования АтлантНИРО в 1994-95 гг.: Сб.науч.тр. / Атлант. НИИ рыб. хоз-ва и. океанографии. - Калининград, 1996. - С. 138-156.

45. Отчет о научно-исследовательском рейсе СРТМ-К "1500 лет Киеву" в Юго-

Западную Атлантику с 15 июля по 3 ноября 1985 г. - Калининград: АтлантНИРО, 1985. - 103 с.

46. Отчет о 13 научно-исследовательском рейсе СРТМ-К "Монокристалл" в Юго-

Западную Атлантику с 28 декабря по 28 мая 1989 г. - Калининград: АтлантНИРО, 1989. - 147 с.

47. Отчет о 8 научно-исследовательском рейсе НИС "Дмитрий Стефанов" в эко-

номическую зону Аргентины и Антарктическую часть Атлантики с 12

декабря 1991 г. по 6 июня 1992 г. - Калининград: АтлантНИРО, 1992. -129 с.

48. Отчет о 9 научно-исследовательском рейсе НИС "Атлантида" в район Юго-

Западной Атлантики с 24 декабря 1993 г. по 18 марта 1994 г. - Калининград: АтлантНИРО, 1993. - 206 с.

49. Парин Н.В. Пелагические глубоководные рыбы юго-западной части Атлан-

тического океана / Андрияшев А.Л., Бородулина О.Д., Чуваров В.М. // Тр. / Института океанологии АН СССР. - 1974. - Т. 89. - С. 76-140.

50. Полищук И.А., Федулов П.П., Ковалев А.Д. К вопросу о гидрологических

сезонах в Юго-западной Атлантики // Промыслово-океанологические исследования в Атлантическом океане и Юго-Восточной части Тихого океана. : Сб.науч.тр. / Атлант. НИИ рыб. хоз-ва и океанографии. - Калининград, 1988. - С. 69-79.

51. Парфенович С.С. Общие черты природной организации размещения биопро-

дуктивных районов мезопелагиали // Океанологические условия мезопе-лагиали Мирового океана. - М., 1989. - С. 4-26.

52. Ремесло A.B., Девицын В.В. Об интенсивности Фолклендского течения и ее

связи с атмосферными переносами // IX конф. по промысловой океанографии: Тез. докл.. - М., 1993. - С. 161-163.

53. Ремесло A.B. Особенности распределения южно-африканского шпрота в юго-

западной части Патагонского шельфа / Л.Г. Маклыгин, A.B. Барабанов, А.П. Малышко..// IX конф. по промысловой океанографии : Тез. докл., Калининград, 1993. - М., 1993. - С. 242 .

54. Ремесло A.B., Лаптиховский В.В. Предварительные результаты научно-

исследовательских работ в кругосветном плавании УПС "Крузенштерн" (октябрь 1995 г. - август 1996 г.) // Международ, конф. по истории отечественной океанологии: Тез. докл. - Калининград, 1996. - С. 104

55. Саруханян Э.И. Структура и изменчивость Антарктического циркумполярно-

го течения. - Л.: Гидрометеоиздат, 1980. - 118 с.

56. Саруханян Э.И., Смирнов Н.П. Водные массы и циркуляция Южного океана.

- Л.: Гидрометеоиздат, 1986. - 287 с.

57. Северов Д.Н. Атлас океанологических условий юго-западной части Атланти-

ческого океана. - М., 1982. - Деп. № 380 р.п. - Д-82.

58. Таубер Г.М. Некоторые черты атмосферной циркуляции южного и северного

полушарий //Тр./ Гос. океанограф, ин-та. - 1962. - Вып. 67.

59. Федоров К.Н. О годовых и полугодовых колебаниях общей циркуляции //

Докл. АН СССР. - 1957. - Т. 116, № 3. - С. 393-396.

60.Федулов П.П., Ремесло A.B., Полищук И.А. Синоптическая изменчивость Фолклендского течения в районе Патагонского шельфа // Комплексное изучение природы Атлантического океана : Тез. докл. III обл. конференции . - Калининград, 1985.-С. 36-38.

61. Федулов П.П. Граница вод моря Уэдделла в восточной части атлантического

сектора Антарктики // Океанология. - 1986. - Т. 26, № 4. - С. 549-552.

62. Федулов П.П., Ремесло A.B. Структура и динамика фронтальных антицикло-

нических вихрей Бразильского течения // Океанология. - 1989. - Т. 29, вып. 3. - С. 389-394.

63. Цейтлин В.Б. Оценка биомассы и продукции мезопелагических рыб в Миро-

вом океане//Докл. АН СССР. - 1982. - Т. 264, № 4. - С. 1018-1021.

64. Цыганков В.Ю. Полиморфные белковые системы кальмаров и анализ внут-

ривидовой дифференцировки аргентинского иллекса (Illex argentinus (Castelanos)) // Генетические исследования морских гидробионтов: Материалы III совещания по генетике, селекции и гибридизации, Тарту, 1986. -М., 1987. - С. 243-251.

65. Шумилов A.B. Об одном частном случае теории Т,8-кривых // Океанология. -

1964. - Т. 4, вып. 3. - С. 380-385.

66. Яковлев В.Н., Полищук М.И., Альтман Ю.С. К методике краткосрочного

прогноза вылова кальмара в Юго-Западной Атлантике // Экологические исследования в Атлантическом океане и Юго-Восточной части Тихого океана: Сб.науч.тр./ Атлант. НИИ рыб. хоз-ва и океанографии. - Калининград, 1987. - С. 77-83.

67. Anon. Record squid catches // INFOFISH Trade News, 1997. - № 19/97. - 3 p.

68. Arkhipkin A.I. Age, growth, stock structure and migratory rate of pre-spawning

short-finned squid Illex argentinus based on statolith ageing investigations // Fisheries Reseach, 1993, Vol. 16. - p. 313-338.

69. Arkhipkin A.I., Laptikhovsky V.V. Seasonal and interanual variability in growth

and maturation of winter-spawning Illex argentinus (Cephalopoda, Ommas-

trephidae) in the Southwest Atlantic // Aquan. Living Resour, 1994. - Vol. 7. -p. 221-232.

70. Baker D.J., Nowlin W.D., Pillshury R.D., Bryden H.L. Antarctic Circumpolar

Current: space and time fluctuations in the Drake Passage // Nature, 1977. -Vol. 268, № 5622. - p. 696-699.

71. Barun A., Parrich R.H. Comparative studies of coastal pelagic fish reproductive

habitats: the anchovy (Engraulis anchoita) of the Southwestern Atlantic // ICES J.mar. Sci., 1991. - Vol. 48. - p. 343-361.

72. Banker A.F. Trends of variables and energy fluxes over the Atlantic Ocean from

1948 to 1972 // In: Monthly weather review. - American Meteorological Society, 1980. - Vol. 108. - p. 720-721.

73. Bianchi A., Massonneau M., Olevera R. M. Análisis estadístico de las característi-

cas T-S del sector austral de la Plataforma Continental Argentina // Acta Oceanog. Arg. - Vol. 3. - p. 93-118.

74. Bogdanov D. V. Map of the natural zones of the ocean // Okeanologia, 1961. - 1. -

p. 941-943 - In: Boltovskoy D. Biogeography of the Southwestern Atlantic: overview , current problems and prostpects // Proceedings of an inernational conference. The Netherlands 29 May - 5 June 1985. - Unesco techical papers in marine science, 1986. - № 49. - p. 14-24.

75. Boltovskoy E. Masas de aqua (caractericticas, distribución y movimientos) en la

superficie del Atlántico Sudoeste según indicadores biologicos foraminiferos // Publ. Serv. Hidrogr., Buenos, 1970. - h. 643. - p. 1-99.

76. Boltovskoy D. Biogeography of the Southwestern Atlantic: overview, current

problems and prospects // Proceedings of an international conference. The Nethelands, 29 May - 5 June 1985. - Unesco techical papers in marine science, 1986.-№49.-p. 14-24.

77. Bottero J.S., Bryden H.L., Root D. C., Simkins J. A compilation observation of

from mooked current meters, current temperatures and pressure South-Easn of New Zealand - April 1978 - May 1980 // School of Oceanography, Oregon State University, 1981. - Vol. 8. - 161 p.

78. Brennecke W. Die ozeanographichen Arbeiten der deutschen Antarktischen Expe-

dition 1911-1912//Ausdem Arkiv Deutschen Seewarte, 1921. -№39. - 215 p. - В кн.: Саруханян Э.И., Смирнов Н.П. Водные массы и циркуляция

Южного океана, 1986. - Д., Гидрометеоиздат, 1986. - 288 с.

79. Bryan К., Сох М. A nonlinear model of an ocean driven by wind and differential

heating // Part 1. Description of the three - dimensional velocity and dencity fields. - Journal of Meteorology, 1968. - Vol. 25. - p. 945-967. Part 2. An analysis of the heat, vorticity and energy balance. - J. of Meteorology, 1968 . -Vol. 25. - p. 968-978.

80. Buscaglia J.L. On the circulation of the intermediate water in the Southwestern

Atlantic Ocean // J. Marine Res., 1971. - Vol. 29., № 3. - p. 245-255.

81. Callahan J.E. The structure and circulation of deep water in the Anterctic // Deep

Sea Res., 1972.-p. 563-575.

82. Carson C., Garzoli S. Sea lever variability in the Brazil and Malvinas confluence

region //Adv. Space Res., 1989. - 9. № 7. - p. 387-392.

83. Carmack E.C., Foster T.D. On the flow of water out the Weddell Sea // Deep Sea

Res., 1975. - Vol. 22. - p. 711-724.

84. Carvalho G.R., Nigmatullin Ch.M. Species identification and stock structure

analysis within the genus Illex // In: Southern Ocean Cephalopods Symposium. Cambridge Abstracts, 1993. - 6 p.

85. Cox M.D. A primitive equation, 3-dimensional model of the ocean // Technical re-

port. GFDL, Ocean Group, Geophys. Fluid. Dyn. Lat., Princeton Univ., Princeton, N. J., 1984.

86. Clifford M. A descriptive study of the zonation of the Antarctic Current and its

relation to wind stress and ice cover // M.S. Thesis, Texas: Texas A. and M. Univ., College Stat, 1983. - 93 p. - In: Ikeda Y. On the variability of southern Ocean Front Locations Between Southern Brazil and the Antarctic Peninsula // J. Geophisical Res., 1989. - Vol. 94., № c4. - p. 4757-4762.

87. Dadon J.R., Boltovskoy D. Zooplanktonic recurrent groups (pteropoda,

Euphausiacea, Chaetognatha) in the Southwestern Atlantic Ocean // Phisis (Buenos Aires), 1982. - A. № 41. - p. 63-83. - In: Boltovskoy D. Biogeography of the Southwestern Atlantic: overviev, current problems and prospect // Proceedings of an international conference. The Nethelands 29 May - 5 June 1985. - Unesco techical papers in marine science, 1986. - № 49. - p. 14-24.

88. Deacon G.R. General account. Hydrology of the South Atlantic Ocean // Discov-

ery Reports, 1933. - Vol. 7. - p. 1 -138.

89. Deacon G. The hydrology of the Southern Ocean // Discovery Reports, 1937. - Vol.

15. - p. 1-123.

90. Deacon G.E.R. Physical and biological zonation in the Sothern Ocean // Deep Sea

Res., 1982,-Vol. 29.-p. 1-15.

91. Drake - 79. The ISOS Experiment in the Drake Passage // Oregon State University,

1978,- 139 p.

92. Emery W.J. Antarctic Polar Frontal Zone from Australia to the Drake Passage // J.

Physical Oceanogr., 1977. - Vol. 7. - p. 811-822.

93. Evans D.L., Signorini S.R. The vertical structure of the Brazil Current // Nature,

1985.-Vol. 315.-p. 48-50.

94. Evans D.L., Signorini S.R., Miranda L.B. A note on the transport of the Brazil

Current//Physical Oceanogr., 1983. - Vol. 13. - p. 1732-1738.

95. Fedulov P.P., Remeslo A.V. Algunos aspectos sobre la estructura y dinamica de las

aguas en la parte sudoccidental de la cuenca Argentina // Frente Maritimo, 1990. - Vol. 7. - Sec. A. - p. 95-99.

96. Fedulov P.P., Remeslo A.V., Shcherbarovskaya T.M. Some features of spatial-

temporal variability and WCE'S formation in the Gulf Stream area from Florida to 55°w in 1975-82 // NAFO SCR Doc., 1983. - 6. - 22. - Ser. № 671.

97. Fedulov P.P., Remeslo A.V., Burykin S.N., Polishehuk I.A. Variabilidad de corri-

ente de Malvinas // Frente Maritimo, 1990. - Vol. 6, - Sec. A. - p. 121-127.

98. FofonofTN.P. Some properties of sea water influencing the formation of Antarctic

bottom water // Deep Sea Res., 1956. - Vol. 4. - p. 32-35.

99. Forbes M.C., Garraffo Z.D. A note on the Mean Seasonal Transport on the Ar-

gentinian Shelf// Geophysical Res., 1988. - Vol. 93, № c. 3. - p. 2311-2319.

100. Foster T.D. Carmack E.C. Frontal zone mixing and Antarctic Botton Water for-

mation in the southern Weddell Sea // Deap Sea Res. 1976. - Vol. 23. p. 301-307.

101. Garner D.M., Neurmann G., Pierson W.J. The average horizontal wind driven

transport of the Atlantic for February as obtained by numerical methods // Proc. Sym. Math. - Hydrodinam. Meth. Phys. Oceanogr. - Inst. Meeresk, Hamburg, 1961. - p. 297-319, 8 figs. - In: Buscaglia J.L. On the circulation of the intermediate water in the Southwestern Atlantic Ocean // J.Mar. Res., 1971. - Vol. 29, № 3. - p. 245-255.

102. Garret J. Availibility of the FGGE drifting buoy system data set // Deep Sea Res.,

1980.-Vol. 27.-p. 1083-1086.

103. Garzolli S., Bianchi A. Time-Space Variability of the Zocal Dynamics of the

Malvinas-Brazil Confluence as Revealed Interted Echo Sounders // J. Geophysical Res., 1987. - Vol. 92, № c. 2. - p. 1914-1922.

104. Garzolli S.L., Garraffo Z. Transport, frontal motions and eddies at the Brazil-

Malvinas Currents Confluence // Deep Sea Res., 1989. - Vol. 36. - p. 681-703.

105. General circulation of the Southern Ocean: Status and recommendations for re-

search II Geneva: SCOR, 1985. - 54 p.

106. Gordon A.L. Structure of Antarctic waters between 20°w and 170°w // Antarctic

map folio series. Wash (D.C.): Amer. Geogr. Soc., 1967. - Vol. 6. - p. 1-10.

107. Gordon A.L. South Atlantic thermocline ventilation // Deep Sea Res., 1981. - Vol.

28.-p. 1239-1264.

108. Gordon A.L. Brazil-Malvinas Confluence // Deep Sea Res., 1989. - Vol. 36. - p.

359-384.

109. Gordon A.L. Resent physical oceanographic studies of Antarctic waters // In: Res.

in the Antarctic. A.A.A.S. Meeting, 135 Symp. Papers, A.A.A.S. Publ., 1971. -p. 609-629.

110. Gordon A.L., Baker T.N. Southern Ocean Atlas: objestive contouring // Colum-

bia University Press., New York, 1981.

111. Gordon A.L., Georgi D.T., Taylor H.W. Antarctic Polar front zone in the western

Scotian Sea - summer 1975 // J. Physical Oceanogr., 1977. - Vol. 7. - p. 309-328.

112. Gordon A.L., Greengrove C.L. Geostrophic circulation of the Brazil-Falkland

confluence // Deep Sea Res., 1986. - Vol. 33. - p. 573-585.

113. Hart T.J. Report on trawling surveys on the Patagonian continental shelf // Dis-

covery Rep. XXIII., Cambridge, 1946.

114. Heath R.A. Oceanic front around southern New Zealand // Deep Sea Res., 1981. -

Vol. 28. - p. 547-560.

115. Hofmann E.E. The large-scale horizontal structure of the Antarctic Circumpolar

Current from F.G.G.E. driftera // J. Geophysical Res., 1985. - Vol. 90. - p. 7087-7097.

116. Hogg N., Riscaye P., Gardner W., Schmitz W. On the transport and modification

of Antarctic Bottom Waters in Verna Channel // J. Marine Res., 1982. - Vol. 40, suppl. - p. 231-263.

117. Hulley P.A. Results of the research cruises of FRV "Walther Herwig" to South

America. 58. Family Myctophidae (Osteichthyes, Myctophiformes) // Arch. Fischereiwiss. Bd. 31. Bd. 1. - 300 s.

118. Ikeda Y., Siedler G., Zwiers M. On the variability of Southern Ocean front loca-

tion between southern Brazil and Antarctic Peninsula // J. Geophysical. Res. 1989. - Vol. 94. - p. 4757-4762.

119. Intergovernmental Oceanographic Commission // Worksop Report № 69, Unesco,

1989.

120. Jocobs S. The Antarctic slope front // Antarct. J., US., 1986. - Vol. 21., № 5. - p.

123-125.

121. Jonson W.R., Norris D.R. A multispectral analysis of the interface between Brazil

and Falkland currents from Skylab II In: Remote sensing of environment. New York, 1977. - Vol. 6. - p. 271-288.

122. Joyce T.M., Patterson S.L. Cyclonic ring formation at the polar front on the

Drake Passage // Nature, 1977. - Vol. 265, № 5590. - p. 131 -133.

123. Krepper C.M. Difusión de aguas provenientas del Ectrecho de Magallanes en

Aguas de la Plataforma Continental Argentina // Acta Oceanogr., 1977. - 1(2). - p. 49-65.

124. Krepper C.M., Rivas A.L. Analisis de las características oceanógraficas de la zona

austral de la Plataforma Continental Argentina // Acta Oceanogr., 1979. -2(2). - p. 55-82.

125. Krümmel O. Bemerkunger über die Meeresströmungen und Temperaturen in der.

Falkdandsee/ Aus Arch. Disch. Seawarte., Hamburg, 1882. - 5(2). - 25 p. In: Peterson R., Whitworth III T. The Subantarctic and Polar Fronts in Relation to Deep Water Masses Through the Southwestern Atlantic // J. Geophysical Res., 1989. - Vol. 94, № c.8. - p. 10.817-10.838.

126. Legeckis R. A survey of worldwide sea surface temperature fronts detected by en-

vironmental satellites//J. Geophysical Res., 1978. - Vol. 83. - p. 4501-4522.

127. Legeckis R., Gordon A.L. Satellite observations of the Brazil and Falkland cur-

rent - T975 to 1976 and 1978 //Deep Sa Res., 1982. - Vol. 29. - p. 375-401.

128. Lusquinos A., Valdez A.J. Aportes al conocimiento de las masas de agua del At-

lantico Sudoccidental // Pull. Serv. Hidrogr. nav., Buenos Aires, 1971. - № 659. - p. 1-38.

129. Lusquinos A., Schrott A.G. Comentos en el Mar Epicontinental Argentino en

invierno // Subsecretaría de Ciencias y Tecnologia, Buenos Aires, 1983. - 74 p.

130. Lutjeharms J.R.E. Features of the Southern Agulhas Current circulation // South

African Journal of Science, 1981. - p. 231-236.

131. Lutjeharms J.R.E. Location of frontal systems between Africa and Antarctica:

Some preliminary results // Ibid., 1985, - Vol. 32, N° 12. - p..T499-1509.

132. Lutjeharms J.R.E., Baker D.J. A statistical analysis of the meso-scale dynamics of

the Southern Ocean // Deep Sea Res., 1980. - Vol. 27, № 2A. - p. 1449-1509.

133. Lutjeharms J.R.E., Poldvik A. The thermal structure of the upper ocean layers

between Africa and Antarctica during the period December 1978 to March // South Africa J. Antarctic Res., 1986. - Vol. 16. - p. 13-20.

134. Lutjeharms J.R.E., Valentine H.R. Southern Ocean thermal fronts south of Africa

// Deep Sea Res., 1984. - Vol. 31. - p. 1461-1475.

135. Lutjeharms J.R.E., Walters N.M., Allanson B.R. Oceanic Frontal Systems and

Biological Enhancement In: Antarctic Natrient Cycles and Food Webs. Springer - Verlag, Berlin Heidelberg, 1985. - p. 11-21.

136. Martineu D.P. The influence of the current system and lateral mixing upon Ant-

arctic intermediate waters in the South Atlantic // Ref., № 53-72, Woods Hole Oceanogr. Inst., 1953. - 12 p.

137. Matano R.P., Schlax M.G. Chelton D.B. Seasonal variability in the Southwestern

Atlantic//J. Geophysical Res., 1993. - Vol. 98, № c 10. - p. 18.027-18.035.

138. McCartney M.S. Subantarctic Mode Water // In: Voyge of Discovery. - Oxford,

Pergamon Press., 1977. - p. 103-1119.

139. McCartney M.S. Subtropucal recirculation of mode waters // J. Marine Res.,

1982. - Vol. 40. suppl. - p. 427-464.

140. Meintyre A., Be A.W.H. Modern Coccolithophoridae of the Atlantic Ocean. I.

Placolith and Cyrtoliths // Deep Sea Res., 1967. - Vol. 14. - p. 561-597/ In: Boltovskoy D. Biogeography of the Southwestern Atlantic: overwiev, current problems and prospect // Proceeding of an international conference. The Nethelands, 29 May - 5 June 1985. - Unesco techical papers in marine science, 1986.-№49.-p. 14-24.

141. Meisenheimer J. Die tiergeographischen Regionen des Pelagials, auf Grund der

Verbreitung der pteropoden // Zool. Anz., 1905. - № 25. - p . 153-163/ In: Bol-tovskoy D. Biogeography of the Southwestern Atlantic: overwiev, current problems and prospect// Proceeding of an international conference. The Nethelands, 29 May - 5 June 1985. - Unesco techical papers in marine science, 1986.-№49.-p. 14-24.

142. Miranda L.B., Filho M.C. Geostrophic flow conditions of the Brazil Current at

19°s // Ciencia Interamerica, 1981. - p. 44-48.

143. Mosby H. The waters of Atlantic Antarctic Ocean // Sci. Res. Norwegian Antarc-

tic Expidition 1927-28, 1934. - № 11. / В кн.: Саруханян Э.И, Смирнов Н.П. Водные массы и циркуляция Южного океана. - Л., Гидрометеоиздат, 1986.-288 с.

144. Nigmatullin Ch.M. Las especies del calamar mas abundantes del Atlántico su-

doeste y sinopsis sobre ecología del calamar (Illex argentinus) // Frente Marítimo, 1989.-№ 5A. - p. 71-81.

145. Nigmatullin Ch.M., Fedulov P.P., Sundakov A.Z. Review of USSR-Russia

cephalopod fishery in 1980-94. // In: The 3-rd International Cephalopod Trade Conference. - Venice, Italy, 1994. - Agra Europe (London) Ltd, 1995. -p. 1-16.

146. Nilsson C.S., Andrews J.P., Scully-Power P. Observations of eddy formation off

East Australia // J. Physical Oceanogr., 1977. - Vol. 7., № 6. - p. 659-669.

147. Nowlin W.D., Klinck D.M. The physics of the Antarctic Circumpolar Current //

Rev. Geophys, 1986. - Vol. 24, № 3. - p. 469-491.

148. Nowlin W.D., Whitworth III Jr. Т., Pillshury R.D. Sctructure and transport of

the Antarctic Circumpolar Cuurent at Drake Passage from short-term measurements // J. Physical Oceanogr., 1977. - Vol. 7, № 6. - p. 788-802.

149. O-Dor R.R., Balech N., Roy E.A., Hirtle R.W.M., Gohnston P.A. Embryonie

development of the squid Illex illecebrosus and effect of temperature on development rates // J. North-West Atl. Fish. Sci., 1982. - Vol. 3, № 1. - p. 40-45.

150. Olson D.B., Podesta G.P., Evans R.H., Brown O.B. Temporal variations in the

separation of Brazil and Malvinas Current // Deep Sea Res., 1988. - Vol. 35. -p. 1971-1990.

151. Parfeniuk A. V., Froerman Yu. M., Golub A.N. Particularidades de la dis-

tribucion de los juveniles del calamar (Illex argentinus) en el area de la depresión Argentina // Frente Marítimo, 1992. - № 12A. - p. 105-111.

152. Peterson R.G. On the volume transport in the southwestern South Atlantic Ocean

// Eos Trans., AGU (Abstract), 1990. -71.- 542.

153. Peterson R.G., Johnson C.S. Direct velocity measurements in the Malvinas cur-

rent // The South Atlantic: Present and Past Circulation. - Bremen, Simposium (Abstract), 1994. - 114 p.

154. Peterson R.G., Whitworth III T. The subantarctic and Polar Fronts in Relation to

deep water masses through the Southwestern Atlantic // J. Geophysical Res., 1989. - Vol. 94, № c8. - p. 10.817-10.858.

155. Pillsbury R.D., Bottero J.S. Observations of current rings in the Antarctic Zone at

Drake Passage // J. Marine Res., 1984. - Vol. 42. - p. 853-874.

156. Piola A.R., Gordon A.L. Intermediate waters in the Southwest Atlantic // Deep

Sea Res., 1989. - Vol. 36. - p. 1-16.

157. Prensky L., Reta R., Mari R., Loliocis A. How to indentify a fishery ecological

impact // A mathodology approach to a fishing exploratory cruise. - Contribution INIDEP, Mar del Plata, República Argentina, 1992 - № 739. - 175 p.

158. Provost C., Le Traon P. Spatial and Temporal Scales in Altimetric Variability in

Brazil - Malvinas Current Confluence Region: Dominance of the Semianual Period and Large Spatial Scales // J. Geophysical Res., 1993. - Vol. 98, № clO. -p. 18.037-18.051.

159. Reid J.L., Nowlin Jr.W., Pratzert W.C. On the characteristics and circulation of

the Southwestern Atlantic Ocean // Jour, of Phys. Oceanogr., 1977. - Vol. 7. -p. 62-91.

160. Remeslo A.V. Some Aspects on the Hydrology of the South-West Argentine Basin// The

XXI General Assembly of the International Association for the Physical Sciences of the Oceans (Abstract) - Honolulu, Hawai, 1995. - p. 9.

161. Remeslo A.V., Zezera E.A. Anticyclonic frontal Eddies of the Brazil Current: Dynamics

and Termohaline Structure // Annales Geophysical. Part II. Hydrologe, Oceans, Atmosphere and Nonlinear Geophysics. - Supp. II to vol. 13. -( Abstract) Hamburg, 1995. -p.245

162. Remeslo A.V., Fedulov P.P., Tchernyshkov P.P., Dewizyn V.V. The time vari-

ability and structure of the Falkland Current // The South Atlantic: Present

and Past Circulation. - Bremen, Simposium (Abstract), 1994. - p. 122.

163. Richardson P.L. Gulf Stream Ring trajectories // J. Physical Oceanogr., Vol. 10. -

p. 90-104.

164. Roden G.L. Thermohaline fronts and baroclinic flow in the Argentine Basin dur-

ing the austral spring of 1986 // J. Geophysical Res., 1986. - Vol. 91. - p. 50755093.

165. Sanchez R., Remeslo A., Madirolas A., Ciechomski J. Distribution and abun

dance of post-larvae and juveniles of Patagonian sprat (Sprattus Fiegensis) and related hydrographyc condition // ICES Statutory Meeting, 22 Ref.H., Biological Oceanography Commitee, 1993. - p. 1-22.

166. Santos R.A., Haimovici M. Reproductive biology of winter-spring spawners of

Illex argentinus (Cephalopoda: Ommastrephidae) off southern Brazil // Scien-tia Marina. 1997. V. 61. № 1. - p. 53-64.

167. Saunders P.M. Anticyclonic eddies formed from shoreward meanders of the Gulf

Stream // Deep Sea Res., 1971. - Vol. 18. - p. 1207-1219.

168. Severov D.N. Particularidades de las condiciones oceanologicas del Atlántico Cu-

doccidental sobre la base de características temporales medias procedentes de una serie de anos // Frente Marítimo, 1990. - Vol. 6. - p. 109-120.

169. Severov D., Nagy G. J., Martinez C. M. Fronts in the Southwestern Atlantic //

Present and Past Circulation - Bremen, Simposium (Abstract), Suppl., 1994.

170. Signorini S.R. On the circulation and volume transport of the Brazil Current be-

tween the Cape Sao Tome and Guanabara Bay // Deep Sea Res., 1978. -Vol. 25.-p. 481-490.

171. Sievers H.A., Emery W.J. Variability of the Antarctic Polar Frontal Zone in the

Drake Passage - summer 1976-1977 // J. Geophysical Res., 1978. - Vol. 83. - p. 3010-3020.

172. Sievers H.A., Nowlin W.D. The stratification and water masses at Drake Passage

// J. Geophysical Res., 1984. - Vol. 89. - p. 10489-10514.

173. Smythe-Wright D., Chapman P., Huddleston M., Saunders P. Evidence for the

Transport of Brazil Current Rings Across the South Atlantic to the Agulhas Retroflexion Region // Present and Past Circulation. - Bremen, Simposium (Abstract), 1994. - 144 p..

174. Steuer A. Zur planmassigen Erfoschung der geographischen Varbraitung des

Haliplanktons, besonders der Copepoden // Zoogeographica, 1933. - 1. - p. 269-302. / In: Boltovskoy D. Biogeography of the Southwestern Atlantic: overview, current problems and prospects // Proceedings of an international conference. The Nethelands, 29 May - 5 June 1985. - Unesco techical papers in marine science, 1986. - № 49. - p. 14-24.

175. Stramma L. The Brazil Current transport south of 23°s // Deep Sea Res., 1989. -

Vol. 36. - p. 639-646.

176. Stramma L., Peterson R.G. The South Atlantic Current // J. Physical Oceanogr.,

1989. - Vol. 20. - p. 846-859.

177. Sverdrup H.U., Johnson M.W., Fleming R.H. The Oceans, their physics, chemis-

try and general biology // New York, Prentice - Hall, 1946. - 1087 p..

178. Taft B.A. Distribution of salinity and dissolved oxygen on surfaces of uniform

potential specific volume in the South Atlantic, South Pacific and Indian oceans // J. Marine Res., 1963. - 21(2). - p. 129-146.

179. Taylor H.W., Gordon A.L., Molinelli E. Climate characteristics of the Antarctic

polar front zone // J. Geophysical Res., 19778. - Vol. 83, № 109. - p. 45724578.

180. The atlas of pilot Charts // US Hydrographic Office, 1958. - In: Forres M.S., Gar-

raffo Z.D. A note on the Mean Seasonal Transport on the Argentian Shelf // J. Geophysical Res., 1988. - Vol. 93, № c3. - p. 2311-2319.

181. Van Loon H. Half-yearly oscillation in the Drake Passage // Deep Sea Res., 1972.

-Vol. 19. -p. 525-527.

182. Vidal E.A.G., Hiamovici M. Distribution and transport of Illex argentinus para-

larvae (Cephaopoda: Ommastrephidae) across the western boundary of the Brazil // Malvinas Confluence front off southern Brazil // ANU/WSM 1997 Annual Meeting, Santa Barbara (USA), Program and Abstracts, 1997. - 61 p..

183. Whitworth III T. Zonation and geostrofic flow of the Antarctic circumpolar cur-

rent at Drake Passage // Deep Sea Res., 1980. - Vol. 27. - p. 497-507.

184. Whitworth III T., Nowlin J. Water masses and currents of the Southern Ocean at

the Greenwich meridian //J. Geophysical Res., 1987. - 92. - p. 6462-6476.

185. Wust G. Die Stratosphere des Atlantishen Oceans // In: "Meteor" Exped., Wiss.,

Engebn., 1936. - Bd. VI. - Teil 1. - Translation by Emery W.. Amerid Publishing Company, New Delhy, India, 1975.

186. Yearbook of fishery // F AO, 1995. - Vol. 76. - 668 p..

187. Zillman J.W. Sea surface temperature gradiens south of Australia // Australian

Metrological Magazine, 1970. - Vol. 18. - p. 22-30.

188. Zlotnicki V. Malvinas current transport from hydrography, altimetry and ship

gravity // The South Atlantic: Present and Past Circulation. - Bremen, Simposium (Abstract), 1994. - 167 p..